Микрокристаллические изв. со структурами роста организмов (биогермы). Биолититы – эта группа классифицируется отдельно. Фолк выделяет 2 подтипа:

• водорослевый биолитит;

• коралловый биолитит.

Если биолититовые изв-ки разрушаются, то осадок (порода) относится к I и II уровням.

Третий уровень классификации карб. пород.

Интракластовые изв-ки, если среди аллохемов интракласты составляют больше 25%.

Оолитовые изв-ки, если интракластов меньше 25%, а оолитов больше 25%.

Биогенные изв-ки, если отношение орган. остатков/пеллета=3/1.

Пеллетовые изв-ки, если отношение орган. остатков/пеллетам<1/3.

Биогенные пеллетовые изв-ки, если это отношение 3/1>b/p>1/3.

Четвертый уровень классификации карб. пород.

Размер (мм)	Траспорт. состав.	Аутиген. состав.
64	Очень грубый калькрудит	Чрезвычайно грубой крист.
16	Грубый калькрудит
4	Средний калькрудит
1	Тонкий калькрудит	Очень грубой крист.
0.5	Грубый калькаренит	Грубокрист.
0.25	Средний калькаренит
0.125	Тонкий калькаренит	Среднекрист.
0.062	Очень тонкий калькаренит
0.031	Грубый кальклютит	Тонкокрист.
0.016	Средний кальклютит
0.008	Тонкий кальклютит	Очень тонко крист.
0.004	Очень тонкий кальклютит	Скрытокрист.

27.Карбонатные отложения: 9 стандартных фациальных поясов карбонатных платформ по Дж.Л.Уилсону, их главные седиментологические характеристики.

Описание зон:

1) бассейновые обстановки и фации – некомпенсир. впадины (океанические и шельфовые); фондотема – некая плоскость, на которой накапливаются тонкие карб. Илы. Привнос материала из 5-й зоны, глин., кремневые осадки, карбонатный планктон, mudstones (микритовые извест. с ОВ. тогда чёрные), часто засолоняются.

2) шельфовая обстановка. Субгоризонтальная поверхность, связанная с выходом склона карб. Платформы на дно. (ровное дно – глубоков. андотема); Глубина - десятки-сотни м. Чаще всего О₂ в Н₂О, норм. соленость. Карбонатные турбидиты (разнозернистые осадки, но чаще тонкозернистые). Сообщества стеногалийных животных.

3) зона края шельфа (клинотема – с наклонной пов-тью). Турбидиты разных типов, брекчии, связанные с гравитац. потоками (во время штормов).

4) передовой склон платформы (под действием волн и штормов, зона морского колювия). Оползни, глыбы, брекчии, турбидиты – тоже клинотема. Склон до 30⁰, крупные обломки и глыбы известняков.

5) Органогенный риф края платформы, возможны три ситуации: а - скопление ила и обломков в виде бугров; б - в виде отдельных изометричных построек, часто образуют сплошной «панцирь», волнолом; в - каркасные кольцевые рифовые постройки с прикреплёнными формами (очень мелководные).

6) Край карбонатной платформы (внутренняя зона края): карбонатный песок – эоловые дюны, бары. Защищённая от волн зона, где могут жить крупные формы животных.

7) Область внутреннего моря – условия нормальной морской среды – приливная зона. Нормально-морские осадки, иловые впадины, разные рифы. Это приливная зона, самая пригодная для жизни.

8) Обстановки карбонатной платформы (внутренняя часть, ограниченная циркуляция воды) – отшнурованные бассейны и лагуны, начало накопления доломита.

9) Накопление красноцветов, строматолиты, доломиты; обстановки осушения и засолонения (себха и приливные марши). Доломит может накапливаться конседиментационно. Мало пригодная для жизни зона.

10. Выход карбонатных отложений на поверхность – область карста, зона эрозии. Засолонённые красные слои.

28.Палеогеографические и палеотектонические положение крупных накоплений (формаций) карбонатных отложений.

Пять главных видов карбонатных платформ (в свете геотектоники):

1.  Край шельфа (рим)

 мелководная платформа с резким склоном, уходящим на глубину

• ширина обычно до 100 км

• подразделяется на: аккреционные, эрозионные и промежуточные

• современные примеры Queensland Shelf (восточная Австралия, Большой Барьерный риф), шельфы Южной Флориды и Белиза

 2. Карбонатный рамп

• полого спускающаяся поверхность (< 1°), на которой прибрежные песчаные фации меняются на глинистые на удалении от берега

• современные примеры Shark Bay (Западная Австралия), Trucial Coast в Аравийском заливе, берег восточного Юкатана

 3. Эперийские платформы

• очень протяжённые (сотни-тысячи км шириной), довольно плоские, кратонные площади, покрытые мелким морем

• нет современных примеров, но внутренние части Большой Багамской банки и побережья Флориды являются близкими аналогами

 4. Изолированные платформы

• мелководные платформы, с крутыми краями, уходящими на глубину

• главный фактор в направлении распределения фаций – ветер и шторма

• современные примеры включают в себя большой шельф Багам и малый шельф Белиза

• аттолы являются наиболее характерным типом изолированных платформ

 5. Затопленные платформы  

• это рампы, краевые шельфы, изолированные эперийские платформы, которые подверглись быстрому подъёму уровня океана (трансгрессия), поэтому глубоководные фации накопились над мелководными

• платформы на начальном этапе затопления – такие платформы, на которых глубина воды небольшая после подъёма уровня моря и при большой скорости осадконакопления система может восстановиться (регрессия)

• хотя типы карбонатных платформ определяются тектоникой и относительным уровнем моря, они могут переходить одна в другую.

 Основные переходы такие: 

1. рамп может превратиться в краевой шельф (особенно из-за роста рифа)

2. шельф может перейти в рамп при дифференциации осадков по определённому направлению

3. эперийская платформа может перейти в локальный шельф, рамп или бассейн из-за одновременных тектонических подвижек (разломов)

4. Любая мелководная карбонатная платформа может превратиться в затопленную или в частично затопленную путём быстрого поднятия уровня моря.

29.Условия обрзования CaCO₃ в морской среде. Три структурных типа карбонатного вещества., связь классификации известняков по R.J.Dunhan с обстановками накопления карбонатных осадков на карбонатных рампах.

Главные условия образования CaCO₃ в морской среде

1. Морская теплая вода – Экваториальная область (ниже 30 градусов широты) (Карибское море, Мадагаскар, Южно-Китайское море, С-З, С-В Австралии) теплых течений в этой зоне > часть беспозвоночных животных с этими большими раковинами, известковые водоросли и кораллы. Там большинство оолитовых, пелитоморфных и биолититовых известняков;

2. Чистая вода – тонкая терригенная взвесь препятствует карбонатному накоплению. Чистота воды определяет:

   • прозрачность – нужна для сине-зеленых водорослей, т.к. они фотосинтезируют;

   • плохо для беспозвоночных, особенно бентосных – им жрать нечего, забивается раковина илом. Все это препятствует карбонатонакоплению;

3. Мелководье – Условие образования кальцита. Теплая морская вода практически на 100% насыщена CaCO₃ и любой шторм, перепады P, повышение температуры воды, перетекание из области высоких давлений в область низких давлений, процессы в телах и клетках организмов, удаление CO₂ в процессе фотосинтеза приведут к садке CaCO₃.

Первостепенное значение – фотосинтез. Биохимический состав аминокислот, значит появляется CaCO₃ в организме. Фотосинтез связан с глубиной водоема. Максимальный фотосинтез на глубине 10 метров, не более 100 метров.

30.Гланые отличия обстановок и уловий накопмления карбонатных и силицикластических (терригенных) осадков по R.James. Типы карбонатных построек и их роль в формировании среды и зональности осадконакопления.

Типы карбонатных построек

1. Конические (башенные) (pinacle);

2. Лоскутные (неправильной формы) (patch);

3. Бугристые (холмистые рифы на краю шельфа, где интенсивное течение);

4. Атоллы (кольцевая постройка,которая обрамляет лагуны);

5. Фаро (кольцевая постройка на мелководье внутри лагуны барьерного рифа);

6. Барьерный риф (региональная постройка, пояс органогенного накопления, обрамляет континент);

7. Окаймляющий риф – вокруг вулкана. При погружении вулкана накапливается крупная узкая толща, столбообразное кольцо;

8. Органогенная банка (в результате накопления обломочных карбонатных частиц). Окружена со всех сторон глубинами океана;

9. Биоген – некая постройка, имеющая выпуклость вверх. Разновидность: биострома;

10. Иловые (пелитоморфные) купола – в древних толщах. Возникают на переднем крае карбонатных платформ.

Крупные скопления карбонатов выделяются в подразделения:

1. Карбонатные рампы – большие карбонатные тела, обрывающиеся на периферии приподнятых склонов, на краях пассивных континентальных окраин. Зона с наивысшим накоплением в прибрежной полосе.

   • внешний рамп – находится на «-» стороне от континента;

   • средний рамп;

   • внутренний рамп – ближе к континенту.

На среднем рампе – грубые темпеститы, на внешнем рампе – тонкие темпеститы.

В пределах рампа выделяют 30 стандартных микрофаций.

2. Карбонатные платформы – большие карбонатные тела с более менее ровной конседиментационной (столообразной) поверхностью, а также обрывистыс краем и склоном.

Карбонатные	Терригенные
Климат
Тропические обстановки	Все широты, глубины
Главные обстановки
Морские	Морские, континентальные, промежуточные
Гранулометрический состав
Часто разноразмерность зерен определяется тем, какой размер был у микроорганизмов	Отражает гидравлическую энергию среды от обстановки
Матрикс
Микрит выполняет роль матрикса. Если существует известковый ил, то это указывает на вспышку роста организмов	Если существует матрикс, то происходило осаждение из суспензии
Фактор мелководно-морского генезиса
Физико-хим. фиксация, биохим. фиксация карбонатов	Течения и волнения моря
Влияние среды на постройки и построек на среду
Локальные постройки без сопровождения изменений условий седиментации создает зональность, связанную с постройкой	Широкомасштабные изменения в гидравлическом режиме
Время цементации
На морском дне	Остаются неконсолидированные и нецементированные, и очень долго. Иногда остаются и несцементированными сейчас
Условия диагенеза
Периодический выход осадков на поверхность, в результате является стимулом для перекристализации	Ничего не происходит на поверхности. Диагенез только в погребенных осадках.

31.Глобальные уровни лавинной седиментации кластических отложений: связь бассейнов осадконакопления с региональными тектоническими зонами по а.П.Лисицину.

З группы геодинамических провинций.

1 - Континентальные блоки

a - внутренние районы кратонов: Pl образуется из пород щитов и платформенного чехла, переотложение на платформе или на контнентальных окраинах. Q, Pl, ПШ. КПШ > Pl. Низкое стояние кратонов, интенисивное выветривание.

b - провинция поднятого фундамента: Блоки фундамента, рыфтовые пояса рядом с ними, зоны сдвигов внутри континентов, вдоль трансформных границ. Очень быстрая эрозия Q и КПШ, Pl и классические аркозы.

2 – Магматические дуги

c - провинция неденудировавших дуг: вдоль островных дуг и некоторых островодужных окраин: желоба, предуговые бассейны, фронтальные склоны дуг, окраинные моря, задуговые бассейны, зоны внутренних вулканических поясов. Обогащены Pl и обломками вулканитов

d - провинции срезанных дуг: плутонич и вулканич материал, предуг и задуг бассейны, редко желоба. Pl – ср но вулканич > лититов, ПШ – довольно много, Q – с включениями т. е. плутонический.

3 – Рециклировавших орогенов.

e – провинции субдукционных комплексов: предуговые бассейны, желоба. Источники материала – зеленые сланцы, кремни, аргиллиты, грауваки, < известняков. обилие кремней в 2-3 раза > Q и ПШ, + примесь обломков из дуги.

f – провинции коллизионного орогена, столкновение континент – континент, масса надвиговых пластин. Источники материала – офиолиты террейнов, остатки вулк дуг, отлагаются тербидиты. Q >>ПШ, обилие частиц осадочных и метаосадочных пород, переотложенный с кротонов материал.

g – поднятия форланда (складчато надвиговый пояс, защищенный от проникновения материала островной дугой) переотложение осадков склонового пояса. обогащены Q, кремнями, масса обломков метаосадочных пород.

32.Зоны морского (океанского) апвеллинга, источники фосфора, условия накопления и формарования крупных залежей фосфоритов.

Принимая во внимание то, что термин фосфорит используется для тех осадков, в которых фосфатный минерал — основной компонент, для обозначения фосфорсодержащих пород применяются такие терми­ны, как фосфатная порода, пластовой фосфат и т. п. Делаются различия также между теми породами, которые были первона­чально фосфатоносными, и теми, которые были фосфатизованы гораздо позже. Некоторые известняки, например, были изменены под действием фосфатсодержащих растворов и превратились в в фосфатные породы точно так же, как изменяются известняки под действием вод, содержащих кремнезем, и становятся окремнелыми.

Такое же разгра­ничение проводится обычно между осадками, содержащими фосфатные желваки, желваковыми фосфатами и пластовыми фос­фатами—разграничение, аналогичное выделению желваковых и пла­стовых кремней. Термин остаточный фосфат применяется к по­верхностным скоплениям нерастворимого фосфатного материала, ос­тавшегося после растворения известняка, в котором он был когда-то рассеян,. Эти отложения являются аналогом скоплений остаточного кремня и, подобно кремневым галечникам, являющимся остаточными образованиями, переработанными потоками, выделяются га-лечниковые фосфаты, образованные таким же способом. Особым типом фосфатцых скоплений, не имеющим кремневых аналогов, явля­ется гуано, которое представляет собой преимущественно скопления экскрементов птиц, встречающихся на некоторых засушливых остро­вах восточной части Тихого океана и Вест-Индии. Костяные брек­чии, или костяной фосфат, являются другими типами органичес­ких остаточных образований, которые, как можно понять по названию, представляют собой скопления костей позвоночных (обычно рыб), по объему достаточные, чтобы составить пласт, а следовательно, и залежь фосфатов.

В итоге рассмотренная терминология дает возможность предло­жить обычную генетическую классификацию:

Органические остатки — костяные брекчии.

Органические экскременты - гуано.

Метасоматический фосфат - фосфатизированный известняк.

Остаточный фосфат.

Переотложенный фосфат — галечциковые фосфаты.

Фосфатные стяжения — желваковые фосфаты.

Пластовой фосфат — фосфорит, фосфатная порода и т. п.

Большинство этих отложений, за исключением последнего класса, образуют мелкие, локальные скопления

Происхождение

Для объяснения происхождения фосфатных отложений предлагались различные теории (см. рис. 11-29). Большинство из них несостоятельно и представляет только исторический интерес. Фосфатные пласты считались, например, скоплением копролитов рыб и более крупных животцых, т. е. представляли собой разновидность подводного гуано. Пе­рерыв в осадконакоплении, обусловленный отсутствием материалов,, сносимых с суши, вызвал к жизни гипотезу концентрации копролитового материала [92]. Другие авторы предполагали, что неблагоприят­ные условия для формирования карбонатов кальция во время перерыва в осадконакоплении способствовали скоплению фосфатных твердых частиц организмов [213]. Хейс и Улрич [142] считали, что черные де­вонские фосфаты в Теннесси были образованы в процессе механичес­кой переработки морем остаточных концентраций известных ордовикс­ких фосфатов, развитых на той же территории. Фишер [92] интерпре­тировал копролитовые пласты в Голте (Англия) как фосфатизированные губки.

Ни одна из приведенных теорий не объясняет всех наблюдаемых: особенностей широко распространенных пластовых фосфоритов. Из­вестны фосфаты, извлеченные из морской воды обитающими в ней организмами и сконцентрированные в твердых частях этих организмов. Аномально высокие концентрации таких костей, зубов, скелетов рыб или фосфатоносных твердых частей беспозвоночных образовали богатые фосфатом пласты. Однако относительная роль биогенного и абиогенного осаждения фосфора не совсем еще ясна. Тесная ассоциация фосфоритов и органического вещества и изобилие фосфатных скелет­ных остатков предполагают наличие причинно-следственной связи. Полное отсутствие фосфоритов в докембрии и их накопление в фанерозое с появлением первых скелетных организмов служит еще одним аргу­ментом в пользу биогенного происхождения. С другой стороны, фосфо­риты и органическое вещество, как и сопутствующие им кремни, могут быть продуктами только одинаковых окружающих условий. Фосфат­ные гранулы и пеллеты связываются с фекальным происхождением. Но, как отметил Мак-Килви с соавторами, широкие пределы их размерности, хорошая сортировка отдельных слоев, региональная зональность ■распределения средних размеров, сложная природа наиболее крупных образований, а также оолитовое строение многих из них не подтверж­дают гипотезы органического происхождения. Высказано предположе-:ние, что фосфат аммония, образовавшийся при разложении пелагичес­ких организмов, может быть агентом осаждения фосфата [22].

Присутствие окаменелостей свидетельствует о морском происхож­дении фосфоритов. Черный цвет и обычное присутствие углеводород­ных соединений указывают на анаэробные условия. Отсутствие окаменелостей организмов прикрепленных и донных типов и присутствие угнетенных форм, а также пирита и ассоциирующих с фосфатами тем­ных сланцев еще раз подтверждают эту интерпретацию. Нехватка кар­боната кальция как в скелетной форме, так и в виде осажденного кар­боната и присутствие большого количества кремня свидетельствуют о несколько пониженном значении рН.

Казаков [165] подметил, что фосфориты образуются главным об­разом в пограничной зоне между мелководными платформенными осадками и глубоководными геосинклинальными скоплениями. Плат­форменные фосфориты обычно желваковые и ассоциируют с глаукони­том и песчаным материалом. Геосинклинальные фосфориты, пласто­вые, плитчатые, обогащены Р₂О₅ и, как отмечали Мак-Килви и др., залегают вместе с темными глинистыми сланцами и кремнями. Эта концепция распределения фаций, по-видимому, подтверждается иссле­дованиями стратиграфии пермской формации Фосфория и смежных формаций (рис. 11-32).

Несмотря на то, что фосфор, как и железо, присутствует в морской воде лишь в незначительных количествах, в отдельных местах при бла­гоприятных условиях он будет осаждаться в большом объеме. При оп­ределенных значениях ЕЬ и рН могут создаваться условия, относитель­но неблагоприятные для отложения кальция. Сходство многих микро­структур (гранулы и оолиты) и общность литологических ассоциаций (пластовые кремни и темные глинистые сланцы), совместное залегание железистых силикатов (глауконита) и некоторых фосфатных, отложений, а также аномально высокие концентрации Р2О5 в некоторых железис­тых силикатах и железистых карбонатах, особенно в глубоководных железистых кварцитах (см. табл. 11-3, Е и Ж) —все это свидетельству­ет о том, что обстановка накопления фосфоритов и железняков имеет много общего. В каждой из них накапливались две противоположные •фации: кратонная, или платформенная, фация (желваковые фосфаты с глауконитом и оолитовые железняковые фации) и геосинклинальная, или глубоководная, фация (пластовые фосфаты и пластовые железняки без оолитов). Глубоководная фация, по-видимому, требует в некоторой сте­пени анаэробной обстановки, т. е. с несколько пониженным значением рН и с очень медленным или затрудненным процессом кластического осадконакопления. Платформенная фация является аэробной, с несколь­ко повышенной турбулентностью и песчанистостью, хотя объем класти-ческих скоплений невелик. Если эти условия сохраняются достаточно долго, то в результате циркуляции океанических вод будет обеспечено необходимое количество фосфора и железа. Таким же образом будет ■ обеспечена поставка необходимого количества кремнезема для образо­вания пластовых кремней, характерных как для докембрийских желе­зистых кварцитов, так и для некоторых фосфоритов. Необычные усло­вия, например бассейн с затрудненной конвекцией, не связанный с океаном, достаточно хороши, чтобы оттуда поступал приток нового материала плюс в значительной степени ограниченный привнос кластическо­го материала и длительная стабильность земной коры — все это объяс­няет относительный дефицит слоистых отложений железа и фосфора. Если эти условия выполняются не полностью, то происходит отложение железа в виде рассеянных глауконитовых зерен, а фосфат осаждается в скелетных структурах беспозвоночных или присутствует в виде изо­лированных желваков или пеллет.

Остается открытым вопрос об истинном процессе осадконакопления. фосфатов. Как и в случае с доломитами, кремнями и железняками, мы можем спросить: был ли первичным компонент, который существует в. настоящее время? Были ли фосфатные материалы осаждены прямо из морской воды или существовали отложения, которые первоначально были известковыми, а впоследствии замещены фосфатом? А если это так, было замещение конседиментационным, происходившим на морском дне,. или оно было эпигенетическим и происходило после литификации и воздымания? В общем, в настоящее время склоняются в пользу первой точ­ки зрения, а именно, первичному осаждению фосфатов. Каких-либо переходов от известняков к фосфатам не наблюдается. Не обнаружены также раковинные пласты, которые были фосфатизированными. Пеллеты и оолиты несколько отличаются от пеллет и оолитов обычных изве­стняков; они несколько сплющены, имеют трещины усыхания, во мно­гих случаях они бесструктурны и характеризуются асимметричным рас­положением слоев. Они не выглядят как замещенные карбонатные ооиды. Существует вероятность того, что фосфор был извлечен из морской воды биологическим агентом (например, водорослями, согласно [49]) и был высвобожден для более позднего осаждения в виде оолитов и гра­нул. Доказательства по этому вопросу в настоящее время недостаточно убедительны.

по Логвиненко

Происхождение и распространение фосфоритов. Существует не­сколько гипотез происхождения фосфоритов.

Рассмотрим две из них.

1. Биогенная гипотеза Меррея, Кайе, Архан­гельского. Согласно этой гипотезе образование фосфоритов-происходит в морских водоемах в результате гибели и разложения организмов, освобождения Р2О5, накопленного в телах организмов, и выпадения его в осадок в виде фосфатных минералов. Обилие фосфоритов наблюдается в местах массовой гибели организмов — при встрече теплых и холодных течений.

2. Гипотеза Казакова. Поверхностные воды морей и океа­нов бедны РгО₅ (5—10 мг/м³). С глубиной содержание его заметно повышается, достигая на глубине 500 м 300 мг/м³. Одновременно падает температура воды, а давление увеличивается. Все это приво­дит к возрастанию парциального давления ССЬ (на глубине 500 м оно равно 12,1-10~⁴ атм). Высокое парциальное давление СОг пре­пятствует осаждению карбонатов и фосфатов. При подъеме вод на шельфе (глубина 50—250 м) парциальное давление углекислоты уменьшается и происходит осаждение сначала карбонатов, а затем и фосфатов.

Источником РгО₅ в морской воде является разложение планктон­ных организмов.

В сущности обе гипотезы сходны—источником фосфора явля­ются организмы. Разложение их пополняет запас фосфора в мор­ской воде, из которой фосфатные минералы осаждаются химичес­ким путем (биохемогенные гипотезы).

Однако прямое осаждение фосфатных минералов из морской воды вряд ли возможно, так как концентрация Р2О5 в морской воде далека от насыщения. Скорее всего осаждение фосфатных минера­лов происходит в осадке в раннем диагенезе из иловых растворов, где концентрации РгО₅ в четыре-пять раз выше, чем в морской воде (до 1000—1200 мг/м³).

33.Структурные элементы фосфатных пород и фосфоритов, роль переотложения и конденсации фосфатных частиц. Сравнительный анализ структуры фосфатных и карбонатных пород.

Опираться на 25 вопрос по карбонатам!!!

Большинство пластовых первичных фосфатов имеет черный цвет. Даже так называемые «бурые» фосфаты Теннесси включают черные участки. Вторичные скопления, образованные атмосферными водами, наоборот, белого, желтого или, реже, коричневого цвета. Часть пластовых фосфатов представлена поровым цементом, а в некоторых слоях они сконцентрированы в фосфатных брахиоподах и рыбьей чешуе. Основная масса фосфатного материала собрана в пеллеты и желваки. Стяжения имеют в разрезе эллипсовидную форму, причем их продольные оси параллельны напластованию. Их диаметр изменяется от 0,05 мм до более чем 3 см; обычно они хорошо отсортированы. Боль­шинство из них представлены бесструктурными гранулами, или «пеллетами», но многие имеют концентрическую слоистость (рис. 11-30 и 11-31). Некоторые из более крупных желваков являются составными и, по-видимому, представляют собой несколько сцементированных более мелких пеллет.

Фосфатные породы обычно хорошо сцементированы карбонат-фторапатитом, глинистым веществом, кремнем, кальцитом или доломи­том. В формации Фосфория (пермь) в Монтане фосфориты залегают в виде слоев, мощность которых изменяется от 1—2 мм до несколькихметров [200]. Большинство из них имеет мощность несколько милли­метров, они переслаиваются с содержащими меньше фосфатов аргиллитами или карбонатными породами.

Фосфатные желваки, или «гальки», обнаружены не только в самих фосфатных отложениях; они представлены в рассеянном виде в некоторых известняках [229] и особенно в меловой толще писчего мела [92], а также в других осадках [1]. Они залегают также на дне сов­ременных морей [222, 70]. Фосфатные стяжения варьируют от неболь­ших гранул до галькоподобных образований диаметром несколько сан­тиметров. Они обычно черного цвета, неправильной формы и имеют твердую блестящую поверхность. Крупные желваки содержат много инородных примесей, включая песчаные зерна, чешуйки слюды, облом­ки раковин и спикулы губок. Черный цвет становится более интенсив­ным у внешнего края желвака.

В метасоматических фосфатах, образованных при замещении из­вестняков фосфатсодержащими растворами, проявляются реликтовые структуры замещенных пород, аналогичные наблюдаемым в окремнелых известняках.

Текстуры и структуры фосфоритов — слоистые, конкреционные (и желваковые), оолитовые, псевдооолитовые, сферолитовые, релик­тово-органогенные, органогенные, обломочные. Залегают они среди глауконитовых, обломочных и карбонатных пород. Иногда фосфат­ное вещество является цементом в обломочных и глауконитовых породах.

Пластовые — геосинклинальные фосфориты залегают в виде пластов мощностью от нескольких сантиметров до 15—17 м, окра­шены обычно в темные тона. Макроскопически похожи на песча­ники, кремень, яшму. В шлифе видно, что они состоят из комочков (псевдооолитов) почти изотропного фосфата, окруженного оболоч­кой из поляризующего свет фосфата. Эти комочки сцементированы аморфным фосфатом.

Желваковые фосфориты распространены в платформенных от­ложениях. Их разделяют на кварцево-песчаные, кварцево-алеври-товые и глауконито-песчаные. В шлифе видно, что образовались они в результате местной цементации обломков и глауконита фосфатным веществом. Последнее чаще всего представлено мине­ралом курскитом или подолитом.

Костяные брекчии — породы желто-серого, желто-бурого цвета,, довольно пористые с сравнительно небольшим удельным весом, состоят главным образом из позвонков рыб, реже других костей (черепа, челюсти), сцементированных карбонатным, песчано-глини-стым или фосфатным цементом. Фосфаты костей представляют собой гидроксил — апатит.

Костяные брекчии залегают обычно в виде сравнительно тонких прослоек или линз среди терригенных и карбонатных пород.

Костяные брекчии в ископаемом состоянии встречаются доволь­но редко и поэтому, как правило, не имеют практического значения.

34.Доломиты: седиментационные и метасоматические. Модели доломитизации известковых отложений.

Состав. По химическому составу доломиты напоминают известня­ки, за исключением того, что М@О в доломитах составляет существен­ную часть и играет важную роль (табл. 10-11). Содержание магния в. осадочных карбонатах подвержено колебаниям во времени (см. рис. 17-2). В древних карбонатах содержится больше магния, чем в мо­лодых [66], поэтому доломит более распространен в древних породах. Некоторые доломиты тесно связаны с эвапоритами и содержат ан­гидрит или гипс. Содержание кремнекислоты может быть значительным в кремнистых и в песчанистых доломитах. Железистые карбонаты встречаются в доломитах в виде твердых растворов, но не встречаются в кальците. Обогащенные железом разности называются железистым доломитом. Даже незначительные следы железа ведут к появлению бу­рой окраски при выветривании, вызванной окислением железа. Это помогает установить различие между известняками и доломитами в полевых условиях.

Хорошо известно о замещении известняков кремнеземом, разнооб­разными железистыми минералами, фосфатами и другими веществами. Подобные замещения обычно невелики, только в исключительных слу­чаях известняк может заместиться целиком. Наиболее широко распрост­раненным и частым является замещение, связанное с образованием доломита.

Большинство доломитов явно замещены извест­няками. Доказательствами замещения служат идиоморфные грани до­ломита на контакте с кальцитом и даже с обломочным кварцем и гла­уконитом, включения обломочного кварца в эвгедральных кристаллах доломита, пересечение оолитов, ис­копаемых структурных форм и т. д. эвгедральными кристаллами доло­мита, завуалированные палимпсестовые признаки первоначально кальцитовой, биокластической или оолитовой структур, текстурный контроль распределения доломита, пересечение стратиграфических по­верхностей поверхностью контакта кальцит — доломит. Косвенным до­казательством замещения служит тот факт, что никакие организмы не вырабатывают доломит;

С хема происхождения доломита

однако раковины или ракушечниковые рифо­вые пласты целиком сложены доло­митом.

Замещение доломитом происхо­дило почти при сохранении объемов и не являлось замещением молекулы на молекулу. Для последнего тре­буется повсеместное снижение объема со 100% к 88% при соответству­ющем увеличении пористости. Штейдтман показал, что известняки и доломиты не сильно различаются по пористости, хотя Лэндес описал случай, когда только доломитовые участки формации являлись пористыми (и нефтеносными). Пористость этих доломитов объяснялась избирательным выносом кальцитовых компонентов из неполностью до-ломитизированной породы.

Хотя происхождение многих, если не большинства, доломитов в ре­зультате замещения является установленным фактом, время замещения остается не ясным. Оно могло происходить в обстановке осадконакопления до захоронения осадка. Примером могут служить древние доло-митизированные рифы атолла Фунафути. Замещение могло иметь место и после захоронения, но до воздымания, а также после захороне­ния и воздымания. Принципиальным доказательством раннего замеще­ния служит стратиграфическое постоянство многих доломитовых, плас­тов. Трудно поверить, что тонкий пласт площадью во многие квадрат­ные километры мог быть доломитизирован в результате циркуляции вод, в то время как выше и ниже залегающие пласты не испытывали их дей­ствия. С другой стороны, поздняя доломитизация может быть доказана, если распределение доломитов ограничено участками трещиноватости или контролируется какими-либо иными структурными факторами. Дру­гим аргументом в пользу поздней доломитизации является наблюде­ние Дейли—чем древнее породы, тем сильнее они обогащены маг­нием. Чем древнее порода, тем более вероятен ее контакт с высокомаг­незиальными водами и ее доломитизация. Однако Дейли и некоторые другие авторы придерживались точки зрения о том, что состав древних морей был иным, чем в более позднее время, и следовательно, древние породы были более доломитовыми, чем молодые. Не остается никаких сомнений в том, что доломиты образовались в результате как ранних, так и более поздних процессов замещения.

Что являлось источником магния и какова была природа флюидов, необходимых для замещения? Там, где доломитизация была частичной, им мог явиться несмешивающийся, обогащенный магнием кальцит ор­ганического происхождения. Некоторые водорослевые известняки содер­жат М^СОз (до 24%) в виде твердого раствора в кальците. Извлечение этого материала само по себе было бы недостаточным для превращения известняка в доломит, но его могло быть достаточно для образования рассеянных в известняке кристаллов доломита или, возможно, для об­разования крапчатых доломитов. Таким образом, в тех случаях, когда крапчатые доломиты превращались в твердые, присутствуют две гене­рации доломита.

Для образования большинства доломитов было необходимо по­ступление магния из внешних источников. Эпигенетическое замещение, связанное с разломами и другими структурными факторами, вызыва­лось действием содержащих магний связанных вод или циркуляцией метеорных вод. Вероятно, более ранняя, синхронная с осадконакопле-нием доломитизация является результатом взаимодействия известко­вого карбонатного осадка и магнезиальной морской воды. Но если это так, почему же тогда не все известковые осадки, контактирующие с морской водой, превращаются в доломит? Экспериментальные работы и наши наблюдения над современными доломитовыми формациями показали, что доломитизирующие флюиды были гораздо сильнее обо­гащены магнием, чем обычная морская вода. Возможно, что этими флюидами являлись воды частично изолированных бассейнов, находя­щихся, например, в условиях аридного климата, которые обогащались магнием при постоянном подтоке вод нормальной солености и в результате осаждения карбоната кальция и сульфатов. При таком типе обогащения должна была образовываться тяжелая рапа, которая про­никала вниз через, пористый осадок и доломитизировала те осадки и рифы, с которыми она контактировала. Эта «подточная» гипотеза при­менялась сначала по отношению к формированию эвапоритов, а позднее Адамсом и Родсом—к образованию доломитов. Ею объ­ясняется образование доломитов и переднерифовых известняков. Тес­ная связь многих рифов с эвапоритовыми минералами и отложениями убеждает в правильности гипотезы образования рассолов и доломи­тизации.

Не все доломиты, однако, обладают неопровержимыми признака­ми замещения. Многие из них тонкозернистые, тонкосланцеватые, содержат трещины усыхания, имеют косую слоистость, знаки ряби, содержат ограниченный комплекс фауны, отличающийся от фауны, содержащейся в известняках. В некоторых случаях эти доломи­ты имеют резкий контакт с известняками; известковый материал мо­жет даже заполнять трещины в доломитовых илах, доломит может также содержать известковые интракласты. Известковые строматоли­ты могут быть окружены тонкослоистыми доломитами и не иметь ни­каких следов замещения доломитом. Являются ли эти доломиты пер­вичными в том смысле, что слагающие их зерна были доломитовыми в момент формирования структуры породы? Разные исследователи придерживаются концепции о первичности доломитов: Слосс указывал на эвапоритовое происхождение определенных тонкосланце­ватых, совершенно не содержащих органических остатков доломитов, тесно связанных со слоистым ангидритом; Сандо пришел к по­добным выводам по отношению к тонкослоистым доломитам, переслаи­вающимся с известняками Бикмантаун (ордовик) штата Мэриленд. Хотя в известняках Бикмантаун нет ангидрита, здесь был обнаружен доломит с включениями мелкой гальки подстилающих известняков. Трудно не согласиться с заключением о первичности этих доломитов. Сарин также считал, что доломиты нижней части свиты Бикман­таун, ритмически переслаивающиеся с известняками, первичные. Стра­хов полагал, что доломиты могли осаждаться из «пересыщен­ных» морских вод. Тонкое переслаивание доломитов с известняками, при мощности слойков порядка 1 мм, указывает на первичность доло­митов.

Экспериментальные работы и наблюдения над современными до­ломитами показали, что воды, из которых осаждался доломит, не яв­лялись обычными морскими видами. Они, вероятно, были сильнее обогащены магнием (по сравнению с кальцием) и имели повышенное значение рН, а также температуру выше нормальной. По-видимому, эти условия лучшим образом могли быть реализованы в мелководных, пересыщенных солью лагунах или приливно-отливных отмелях в об­ластях с теплым аридным климатом. Повышенная соленость сдержи­вала развитие нормальной фауны и вела к осаждению сопутствующих эвапоритовых сульфатов; трещины усыхания и развитие строматоли­тов — еще один признак мелководной или даже субаэральной обста­новки. Периодическое опреснение вод вело к отложению известняков с нормальной фауной.

35.Главные шруппы железоносных отложений и железистых пород, структурное сходство с главными группами карбонатных отложений.

Железо является одним из наиболее распространенных химических элементов земной коры; в сущности, немногие породы не содержат же­леза. Средний глинистый сланец, например, содержит 6,47% FеО и Ре₂О₃ [54]. Следовательно, в широком смысле все осадки, вероятно, являются железосодержащими. Однако, как правило, термин желези­стый сохраняется за теми породами, которые содержат намного боль­ше железа, чем обычно. Термин ожелезненный, возможно, был бы более подходящим, если бы он не применялся к песчаникам и сланцам,, окрашенным в красный цвет окисью железа. Такие породы, хотя они и называются ожелезненными, могут содержать железа не больше, чем такие же, но неокрашенные отложения (с. 347). Часто к породам, бо­гатым железом, применяют термины железистый кварцит и же­лезняк; реже употребляется термин железосодержащий. .Джеймс [161] установил различие между железистыми кварцитами, обыч­но слоистыми, кремнесодержащими отложениями (главным образом докембрийского возраста) и железняками, не содержащими крем­ня (и в основном постдокембрийского возраста). Железистому кварциту давались местные названия, такие как итабирит (в Брази­лии), полосчатый гематитовый кварцит (в Индии), кварцитовая полос­чатая руда (в Скандинавии). Термин таконит используется в районе оз. Верхнего для обозначения железистых кварцитов, не окис­ленных в процессе выветривания. К этим породам часто применяется термин железная руда. В прямом смысле руда — это то, что мож­но рентабельно разрабавывать; следовательно, определение включает в себе как содержание металла, так и учет экономических факторов. В районе оз. Верхнего железная руда должна содержать по меньшей ме­ре 50% железа. Большинство таких отложений являются вторичными и образовались при изменении и обогащении железистого кварцита.

Точное определение железистого кварцита или железняка трудно выработать, поскольку это понятие охватывает минералогически и структурно неоднородную группу пород. Единственным обязательным свойством должно быть значительно более высокое, чем в обычных осадках, общее содержание железа. Для железистых кварцитов и же­лезняков района оз. Верхнего содержание железа должно быть не ме­нее 15% [159]. Это должно соответствовать 21,3% Fе₂О₃ или 19,4% FеО.

К другим осадкам, богатым железом, относятся болотная же­лезная руда, глинистый железняк и латерит. Глинистый железняк представляет собой сидеритовые желваки диагенетического происхождения; болотные железные руды представлены незначитель­ными скоплениями в небольших пресноводных озерах в высоких ши­ротах; латериты—это богатые железом элювиальные отложения, род­ственные силькретам и бокситам, — все они являются продуктами вы­ветривания.

Систематизация железосодержащих осадков сопряжена с отходом от основного принципа обычной классификации химических осадков — классификации, основанной главным образом на анионах и применен­ной для сульфатов, фосфатов и карбонатов. Однако железосодержа­щие осадки тесно связаны друг с другом и более удобно рассматривать их как целую группу.

Минералогия и классификация

Железосодержащие осадки богаты железом вследствие присутствия или преобладания одного или более железосодержащих минералов в аномальных количествах (табл. 11-2). Центральной задачей петрогра­фов является расшифровка сложного минерального состава железосо­держащих осадков и выяснение, какие минералы образованы первичны­ми седиментационными процессами, какие являются продуктами диаге­неза, какие обусловлены метаморфизмом и какие являются результатом выветривания как в современном цикле, так и в более ранние геоло­гические эпохи. Взгляды петрографов существенно расходятся, и эти

р асхождения приводят к большим противоречиям и разногласиям. В^: этой работе мы рассматриваем минералы, являющиеся первичными или диагенетическими, хотя многие из них образуются также в процессе метаморфизма и выветривания. Эти минералы распадаются на четыре группы: окислы, карбонаты, силикаты и сульфиды. Многие железосодержащие осадки являются сложными; в них представлен не один тип железосодержащих минералов, а присутствуют и другие минералы (рис. 11-12).

Карбонаты железа. Единственно важный железосодержащий кар­бонат— это сидерит, FеСОз, который обнаружен в изобилии в желе­зосодержащих осадках всех возрастов; он также является второстепенным компонентом многих обычных осадков. В мо­лодых железняках он об­разует тесные ассоциа­ции с шамозитом, реже с лимонитом. Многие до-кембрийские железистые кварциты представлены преимущественно пере­слаиванием сидерита и кремня. Железные руды являются продуктом изменения этих отложе­ний; изменение заключается в окислении сидерита до гематита и в выщелачивании кремней. Сидерит в осадочных породах в большин­стве своем.очень тонкозернистый и образует однородную смесь с дру­гими материалами. Однако в некоторых случаях сидерит образует более крупные кристаллические сферолиты; во многих других случаях он образует крупные ромбы, замещающие шамози-товые оолиты. Химический анализ показывает, что сидерит содер­жит в твердом растворе небольшие и непостоянные примеси МnСОз, -МgСО₃ и СаСОз Сидериту свойственны обычные характеристики класса карбонатов, к которому он принадлежит: ромбические формы кристаллов, ромбическая спайность, очень высокое двойное лучепреломление (0,242), показатели преломления 1,603 и 1,875. В шли­фах он почти бесцветный, но по контуру и по плоскостям спайности он обычно окислен до появления пятен окислов, окрашивающих его в желтый или бурый цвет.

Сидерит известен также в глинистых железняках, которые пред­ставляют собой конкреционные тела, обнаруживаемые в некоторых глинистых сланцах, особенно в сланцах палеозойских угленосных толщ, где он залегает также в виде тонких прослоев так называемых блэкбендов. Поскольку сидерит легко окис­ляется, то он почти во всех обнаже­ниях изменен до лимонита.

Силикаты железа. К желези­стым силикатам явно первичного происхождения и первостепенной важности относятся только шамозит, глауконит и гриналит. Достаточно распространены тюрингит, миннесотаит и стильпномелан и по­этому они включены в эту группу, несмотря на диагненетическое или даже раннеметаморфическое проис­хождение. Рибекит также является компонентом некоторых древних железистых кварцитов, особенно в Австралии.

Шамозит, 3(Ре, Мg)О*(А1,Ре)2Оз*SiO2-nН2О, является наибо­лее распространенным первичным железистым силикатом в железня­ках последокембрийского возраста. Он слагает оолиты зе­леного материала в сидеритовом или кальцитовом матриксе и обычно ассоциирует с оолитами гетита: в некоторых случаях, как, например, в железняках Нортгемптон [293], оолиты состоят из переслаивающихся оболочек шамозита и гётита.

Уточнение природы минерала шамозита было объектом обширных исследований. Все известные материалы по этому вопросу обобщены Диром, Хауи и Зуссманом и Джеймсом. Шамозит по струк­туре и составу очень близок к хлоритам. Собственно шамозит харак­теризуется межплоскостным расстоянием 7 А, но он легко переходит в хлорит (тюрингит) с межплоскостным расстоянием 14 А. Шамозитовые оолиты мезозойских железняков Англии [130, 293] состоят из очень тонких пластинок .бледно- и. темно-зеленых, расположенных по каса­тельной таким образом, что в скрещенных николях фигура погасания в ооидах образует крест. Пластинки имеют положительное удлинение, коэффициент преломления, изменяющийся от 1,62 до 1,66, и низкое двупреломление — от 0 до 0,003. Изменение показателя преломления связано с соотношением закисного и окисного железа. Согласно Холи-монду [130], шамозит является первичнр осажденным минералом, возможно, в виде аморфного геля, из которого впоследствии образова­лась современная его форма. Он может также образовываться вслед­ствие прогрессивного замещения глины, в результате чего иногда мог­ли формироваться оолиты того же состава. По Деверину [69], шамозит в железняках доггера в Швейцарских Альпах не является первичным химическим осадком, а образовался в результате замещения карбонат­ных обломков, главным образом обломков иглокожих.

Гриналит—кристаллический гидратированный железистый си­ликат, широко распространенный; первичным был железистый силикат в районах Мезаби и Ганфлинт региона оз. Верхнего, где он был впер­вые обнаружен и получил название [184]. Дир, Хауи и Зуссман (65) определили его как септехлорит.

В отличие от шамозита и глауконита гриналит распространен; только в докембрийских породах, хотя его присутствие отмечено и в более молодых отложениях. Он, как и глауконит, представлен округ­лыми или обломочными, изотропными, светло- и темно-зелеными пел-летами и обычно не обладает концентрическим строением, характер­ным для шамозита. Он обычно ассоциирует с магцетитом.

Глауконит, КМg(Fе, А1) (SiO₃)6*ЗН₂О, обнаружен в некоторых железняках более молодого, чем докембрий, возраста. Хотя глауконит представляет собой самостоятельную минеральную разновидность, он очень изменчив. Он встречается в виде ярко-зеленых гранул, нj также заполняет межгранулярное пространство, встречается в рассеянном ви­де, замещает фекальные пеллеты, заполняет пустоты в окаменелостях [284] и даже образует пленку на зернах тяжелых минералов [121]. Диаметр гранул колеблется от 0,01 до 0,50 мм. Гранулярный глауко­нит тесно ассоциирует с обломочным кварцевым песком/

Глауконит — компонент современных осадков во многих частях мира [57]. Он залегает как в прибрежных песчаных отложениях [103, 104], так и в глубоководноморских; более часто он встречается в ин­тервале глубин от 18 до 730 м. В некоторых древних осадках («зеле­ных песках») он накапливается в виде пластов мощностью несколько десятков футов, содержащих 75% или более глауконита [204]. По со­держанию железа глауконитовые пласты относятся к промышленным железнякам, хотя их редко разрабатывают с целью извлечения из них железа.

Тюрингит (бавалит), (Si4.5Al3.2) (Mg1.4Fe7.4Fe1.6Al1.7) (ОН)16О₂₀, широко распространенный минерал нижнесилурийских железняков в Тюрингии, ФРГ, где он образует оолиты в матриксе, представленном кварцем и магнетитом [84]. Тюрингит по составу очень близок шамо­зиту, из которого, как считают, он образовался в результате слабого метаморфизма.

Стилпномелан, 2(Ре, Мg)О*(Fе, А1)₂О₃-5SiO₂*ЗН₂О, пред­ставляет собой слюдоподобный минерал, внешне очень похожий на би­отит. Он является обычным компонентом многих железистых кварци­тов региона оз. Верхнего [159]. В других местах он известен как вторичный минерал. Как породообразующий минерал он сложен мак­роскопическими игольчатыми и пластинчатыми кристаллами, характе­ризующимися интенсивным плеохроизмом и абсорбцией. Он окрашен в оливково-зеленый или темно-коричневый цвет в зависимости от соот­ношения закисного и окисного железа. Показатель преломления также изменяется в широком диапазоне в зависимости от этого соотношения. Стильпномелан может залегать в виде жил, но чаще он рассеян в си­дерите или образует тонкие прослои.

Р и б е к и т представляет собой натровый амфибол, Ма₂Fе₃Fе2-(Si8О22)*(ОН, Ре)2, волокнистая разновидность которого известна как крокидолит. Хотя обычно рибекит является компонентом изверженных пород, однако он присутствует в массивнрй или волокнистой форме в слоистых железистых кварцитах Южной Африки и Австралии. В этих, формациях рибекит является диагенетическим, а в южноафриканских разрезах, вероятно, — продуктом метаморфизма низких ступеней; в. них рибекит представлен агрегатами и радиальными группами мелких волокон.

Сульфиды железа. Из сульфидов только пирит и марказит — игра­ют сколько-нибудь важную роль в осадочных породах, обогащенных железом. Эти сульфиды железа могут образоваться из менее стабиль-цых аморфных черных сульфидов железа, встречающихся в современ­ных нелитифицированных осадках. Пирит, Fе5₂, наиболее распрост­раненный сульфид, встречается в виде рассеянных изолированных кри­сталлов диагенетического происхождения. Иногда он образует слои,, состоящие из пеллет, округлых тел и замещенных обломков раковин. В одцих случаях пирит—исключительно тонкозернистый (0,003 мм) и рассеянный; в других — он накапливается в виде тонких слоев мощ­ностью несколько миллиметров.

Марказит, Fе5₂, редкий компонент железняков, он может пол­ностью отсутствовать в них. Обычно он встречается в виде желваков в угольных разрезах.

Обогащенные железом осадки могут содержать также другие ми­нералы. Одни железняки — высокоизвестковые и содержат большое ко­личество кальцита; другие — глинистые и содержат широкий набор глинистых минералов. Некоторые из них, особенно образовавшиеся в окислительной обстановке, представлены песчаными разновидностями и содержат большое количество обломочных зерен кварца.

Фации железосодержащих осадков

Наиболее важное звено в проблеме генезиса и распределения представляет задача определения первичных осадочных фациальных обстановок, устанавливаемых по преобразованию того или иного же­лезистого минерала: сульфида, карбоната, окисла или силиката.

Пластовые сульфиды железа. Породы в которых сульфиды железа занимают доминирующую часть редки.

Пласты пирита мощностью 15 см или немногим более 30 см, переслаивающиеся с черносланцами, обнаружены в ордовикских породах района Уобана ( о. Ньюфаундленд ) Пиритовые пласты состоят из мелких сферолитов, смешанных с пиритизованными и не пиритизованными обломками окаменелостей; все это сцементировано очень тонкозернистой кремнистой основной массой. Пирит составляет около 65% этих отложений.

В некоторых докембридских черных аспидных сланцах, ассо­циирующих со слоистыми кремне­выми железистыми карбонатами в районах Айрон-Ривер, ~ Кристаллфолз, мичиган, также вы­явлено переслаивание пластов пи­рита, мощность которых изменя­ется от толщины пленки до 2,5— 5 см. Однако Самым круп­ным скоплением осадочного пири­та в данном районе является пиритовая пачка Уосека, так на­зываемый «графитовый сланец» ле­жачего бока формации; мощность пачки составляет 1,5—6,1 м. Опре­деленное по нескольким образцам среднее содержание пирита состав­ляет около 38%. В этой породе пи­рит очень тонкозернистый, а отдель­ные кристаллы (0,003 мм) почти не­видимы невооруженным глазом. Пирит имеет тенденщ в определенных слоях и часто равномерно переслаива углистыми сланцами (рис. 11-14). Содержание сульфид обогащенных слоях достигает 75%. Валовой химичес породы представлен в табл. 11-3,А.

Пирит встречается также и в некоторых известия гелем таких известняков является пласт мощностью 1,2м формации Гринхорн (верхний мел), штат Вайоминг. он состоит из кальцита 45,4%; пирита 25,2%; гипса (частично вторич происхождения) 17,6%; окислов железа 6,1%; органическогс и костного фосфата 2%. Известняк тьюли (девон), шт NY ляется исключительно пиритовым и местами переход выдержанный по площади пиритовый пласт. Тьюли тесно ассоциирует с известковыми черными глинистыми и аспидными сланцами. из это следует что источником серы было орг вещество, была вост среда, шло восстановление.

Пластовые сидериты (кремневые железистые карбонаты, глини­стые железняки). Железистый карбонат — сидерит — встречается в ви­де тесного переслаивания с кремнем («кремневый сидерит») или в ви­де смеси во всех пропорциях с глинистым материалом (глинистые железняки). Типичные пластовые кремцевые карбонаты состоят из тонкозернистых светло- или темно-серого сидерита и плотных черных кремней. Компоненты в виде пропластков, мощность которых составляет 7,—10 см, ритмически чередуются. В менее бога­тых кремнем формациях он залегает в виде небольших желваквв. Про­порции бывают различными, но обычно от 1/4до 1/3 формации состав­ляют кремни, от 1/2До 2/3— сидерит. Местами мощность таких формаций достигает 100 м. Содержание железа в г породе в целом составляет 20—30% (50—70% сидерита) ,

Сидеритовые слои могутсодержать тончайшие пропластки железистых силикатов или сульфидов железа; они могут состоять из практически чистых карбонатов, в которых обычно отмечаются стилолиты. Формации железистых карбонатов обычно не содержат обломочного материала. В них Готсутствуют оолитовые структуры. Кремневые сидериты широко распространены в районе оз. Верхнего, в США Эту формацию обычно рассматривают как основные первично-осадочные отложения этого района, а большинство других типов железорудных формаций считаются постседиментационными модификациями этой породы. Если не считать настоящих метаморфизованных кремневых карбонатных пород, сейчас представляется очевидным, что другие типы железосодержащих формаций (силикаты и окислы) сами являются первично-осадочными фа­циями, а не окисленными (выветрелыми) или окремнелыми (метамор-физованными) железистыми карбонатными породами. Первично осажденные пластовые железистые карбонаты являются основным видом железосодержащих формаций в районе Кристалл-Фолз — Айрон-Ривер, в штате Мичиган. Они широко представлены также в районах Годжебик и Маркетт.

В последокембрийских железняках сидерит может образовывать основную массу, в которую включены и лимонитовые оолиты, которые обычно значительно диагенетически замещены. Он может встречаться в виде тонкозернистых сидеритовых литифицированных илов или образовывать матрикс и частично замещать обломки раковин и кальцитовые ооиды, может также замещать кальцитовый матрикс. Он также встречается в виде желваковых стяжений, «сферосидеритов», в шамозитовых и каолинитовых железняках. Только мелкозернистые си-деритовыё литифйцированные илы являются первичным осадком; все другие' считаются диагенетическими.

Термин глинистый железняк применяется к глинистым сидеритовым конкрециям и пластам, встречающимся в угленосных разрезах как в Великобритании, так и в США. [280]. Глинистый железняк залегает либо в виде прослоев желваков, многие из которых обнаруживают септариевое; строение, либо образует более или менее выдержанные маломощные пласты. Они имеют темно-серый или бурый, реже черный цвет. Глинистые железняки тонкозернистый. Глины от 1 до 30%. Чаще всего желваки или пласты железняка перекрывают угольные пласты, в них часты окаменелосты.

Пластовые окислы железа (включая болотный железняк). Неко­торые железистые кварциты состоят в основном из окиси железа. Сре­ди них наиболее распространенным является, вероятно, гематит. Луч­шим примером осадочного гематита являются железосодержащие силу­рийские породы Клинтон. Эти несколько пластов прослеживаются по всему Аппалачскому региону и образуют крупные залежи железной руды в районе Бирмингема, в штате Алабам. Большинство железосодержащих пород представлено оолитовым гема­титом и «рудой с окаменелостями». Местами тон­кие пласты оолитового шамозита залегают вместе с глинистыми слан­цами. Ооиды гематита имеют ядра, сложенные обломочным кварцем и зернами окаменелостей. Зерна окаменелостей обычно частично заме­щены гематитом, и их внутренние пустоты заполнены железистыми минералами. Все оолитовые гематиты сцементированы кальцитом и до­ломитом. То, что гематиты либо являются первично осажденными, либо про­дуктом раннего, возможно, почти одновременного с осадкообразовани­ем замещения, доказывается непрерывностью их разреза; их распреде­лением (не связанным ни с обнажениями, ни с несогласиями); нали­чием обломков руды в вышележащих пластах известняка той же фор­мации; присутствием гематитовых оолитов в известковых пластах, в которых матрикс состоит из доломита и кальцита, а также известко­вых окаменелостей, оболочку которых составляют концентрические слои гематита.

Руды Уобана (ордовик) на о. Ньюфаундленд имеют сложный со­став и содержат гематит, шамозит и реже сидерит [139]. Гематит име­ет оолитовое строение (рис. 11-18); некоторые оолиты сами являются составными и сложены чередующимися слоями гематита и шамозита. Шамозит залегает в виде чистых оолитов и присутствует также в мат-риксе оолитовых пород. Средний железняк содержит от 50 до 70% ге­матита; 15—25% шамозита; 0—50% сидерита; 4—5% фосфата кальция; 0—1% кальцита и 0—10% обломочного кварца. Хейс приводит ряд признаков, указывающих на первичное морское происхождение гематитовых оолитов. О таком про­исхождении свидетельствуют сортированность; следы ряби и косая сло­истость оолитовых слоев; тесная связь с морскими окаменелостями; следы сверлений морских организмов в оолитовых слоях, которые за­полнены илом и содержат редкие оолиты; наличие внутриформацион-пых конгломератов, содержащих гальку гематит-шамозитовых пластов.

Пдастовые оолитовые гематиты встречаются также и в докембрий-ских железистых кварцитах в районе оз. Верхнего и в Лабрадорской впадине. Оолитовая структура легко прослеживается в некоторых яш­мах, в которых ооиды состоят главным образом из кремнезема (рис. 11-20). Присутствуют также оолиты, содержащие большое количество гематита; несомненно то, что многие гематитовые слои были когда-то оолитовыми. Однако чаще гематитовые слои не являются оолитовыми. Ритмически переслаивающиеся яшма и стально-серый гематит обра­зуют одну из,самых эффектных разновидностей пород в районе,оз. Верхнего. Джеспилит, как его называют, встречается в районах,. Маркетт, Меномини и Годжебик в щтате Мичиган и в районе Вермильон в штате Миннесота. Когда то он считался продуктом дометаморфического выветривания кремневого сидерита. Однако Джеймс [159] считал его первично-осадочным. Сохранность очень тонкой слоисто­сти и резкие контакты между гема­титом и яшмой нехарактерны для выветрелых пород. Кроме того, при­сутствие выдержанных, хотя и ма­ломощных прослоев гематита в не-окисленной карбонатной формации является еще одним свидетельством первичной природы гематита. Тес­ная связь оолитовой текстуры боль­шинства гематитов с зернами квар­цевого песка и отсутствие таких особенностей в других фациях же­лезистых кварцитов также являют­ся доказательствами первичного происх гематита в турбулентной среде.

Магнетит, присутствующий во многих железистых кварцитах, мо­жет быть продуктом метаморфизма. Он известен так же, как и основ­ной компонент черных песков — концентрации магнетита типа россы­пи. Магнетит, содержащийся во многих железистых кварцитах, имеет иное происхождение. Обилие магнетита в породах, по существу неметаморфизованных, о чем свидетельствуют тонкозернистость кремней и присутствие низкотемпературных железистых силикатов, должно слу­жить критерием отличия конседиментационного магнетита от магнети­та, образовавшегося в результате более позднего метаморфизма высо­кой ступени. Магнетит необломочного происхождения обнаружен в современных осадках [20, 100]. Он содержится даже в зубах моллюс­ков полиплакофор [194]. Магнетит многих докембрийских железистых кварцитов встречается в виде загрязненных примесями слоев, череду­ющихся с кремнем. Джеймс [161], как и Димрот [72], считает магне­тит диагенетическим. Магнетитсодержащие полосчатые породы часто, а точнее, почти всегда ассоциируют с фацией железистых силикатов; можно проследить все переходы между этими двумя фациями.

«Лимонит» (гётит) встречается в форме оолитов в некоторых же­лезняках, главным образом мезозойского и кайнозойского возраста; исключение составляют ордовикские отложения Мейвилл в Висконси­не [137]. Эта фация представлена оолитовыми или пеллетовыми зер­нами лимонита, ядром для которых служит обломочный материал, в шамозитовом или кальцитовом матриксе. Некоторые породы содержат смесь шамозитовых и лимонитовых ооидов, при этом шамозит может или частично превратиться в лимонит или содержать лимонит в изме­ненных слоях шамозита. Сидерит, присутствующий в количестве 40% или более, по-видимому, имеет диагенетическое происхождение..

Болотная руда является в оснрвном землистой смесью желтых и темно-коричневых гидроокислов железа [131, 161]. Такие руды отлагаются вдоль берегов некоторых озер и в болотах. Озерные руды состоят главным образом из уплощенных, дисковидных или неправильной фор­мы конкреционных стяжений гидроокиси железа мощностью 0,3—0,6 м или из слоев разной твердости пористого, желтого, слоистого лимонита или представлены лимонитовым цементом в песке. Собственно болот­ные руды встречаются в болотах или маршах в виде губчатой массы, перемешанной с торфом. Одни имеют трубчатую форму, другие — пизолитовые, а третьи образуют желваковые или конкреционные тела. Некоторые из них образуют твердые тела, обычно имеющие небольшие размеры и содержащие песчаные и глинистые примеси. Болотная руда встречается в изобилии в ледниковых районах Северной Америки и Ев­ропы. Железо, растворенное при дрейфе ледников, осаждается либо химическим, либо биологическим путем. Хотя это достаточно мелкие по размеру скопления, но они представляют интерес, так как их относят к железосодержащим осадкам, образующимся в настоящее время.

Пластовые железистые силикаты (без глауконита). К фации си­ликатов относятся те породы, в которых преобладают первичные сили­каты— шамозит, гриналит и глауконит, а также породы, в которых, присутствуют миннесотаит, стильпномелан, и рибекит (вероятно, диагенетического или метаморфического происхождения).

Фация, шамозитового железняка является наиболее характерной силикатной . фацией после докембрийских железняков. В некоторых районах железняки тесно ассоциируют с лимонитовыми известняками; в других — они ассоциируют с сидеритовыми породами или постепенно переходят в них.

Шамозитовые железняки обычно оолитовые. Шамозитовые оолиты обнаружены, например, в железняках Клинтон (силур) в регионе Ап­палачей. Шамозитовые ооиды представлены преимущественно богатыми железом септехлоритами с межплоскостным расстоянием 7 А. Ооиды шамозита, как и ооиды гематита, в качестве ядра содержат об­ломки раковин; они имеют концентрическое строение и характеризуют­ся крестом погасания. Они ассоциируют с обломками окаменелостей и сцементировацы кальцитом. Кроме железняков Клинтон в Северной Америке известны такие отложения, как железняки Уобана (ордовик) на о. Ньюфаундленд и маломощные железосодержащие пласты формации Монтебелло (девон) в штате Пенсильвания. Шамозитовые железняки часто встречаются в юрских извест­няках Великобритании, Франции и Швейцарии.

В.докембрийских железистых кварцитах силикаты представлены не шамозитом, а граналитом или каким-либо диагенетическим силика­том: миннесотаитом, стильпномеланом или рибекитом. Джеймс выделил два главных типа силикатных железистых кварцитов. В одних из них силикатный минерал присутствует в виде гранул или оолитов; в других 77- силикат не зернистый, а обычно тонкослойчатый или листо­ватый. Особенностью, гриналита, как и глауконита, является зернис­тость. Хотя.. внутренняя часть некоторых гранул имеет микрокристаллический и бесструктурный характер, в других проявляется неясная пятнистость в шлифах (рис. 11-23), Типичные гранулы силикатов име-ют диаметр около 0,5 мм и в шлифе имеют форму, приближенную, к эллипсу. Они могут быть заключены в матриксе, состоящем из.кремня или других силикатных материалов. Ко второму типу силикатных же­лезистых кварцитов — негранулярному — относятся тонкослойчатые или листоватые породы. Характерно то, что мощность этих пропла-етков мо­жет составлять лишь миллиметр или доли миллиметра. Ве­личина соотношения FеО/Fе₂О₃ в породах, состоящих из стальпномелана, судя по показателю преломления, указывает на то, что слои, по существу, представлены первичным минералом.

Состав железисто-силикатной фации изменяется в широких преде­лах главным образом из-за того, что наряду с силикатами, имеющими изменчивый состав, в этих породах присутствуют в различном коли­честве примеси карбонатов и окислов железа. Негра­нулярные железисто-силикатные породы, по-видимому, содержат зна­чительную долю обломочного материала. В молодых отложениях они соответственно описываются как хлоритовые аргиллиты, шамозитовые аргиллиты и т. п.

Силикатные железистые кварциты очень широко распространен­ный тип железосодержащих осадков. Глауконитовые песчаники и из­вестняки характерны для кембрийских и более молодых отложений. Некоторые из них, такие как зеленые пески Нью-Джерси (мел), на 50% или более состоят из глауконита и содержат 20% или более РеО и Ре₂О₃ (см. табл. 7-11, А, Б и В) и, следовательно, являются в какой-то степени железняками. Содержащие шамозит пласты встречаются в юрских железняках в Великобритании, Франции и Швейцарии. Шамо­зит— второстепенный компонент силурийских отложений свиты Клин­тон и ордовикских (Уобана). Они, по-видимому, не представлены в разрезах района оз. Верхнего, где из железистых силикатов распрост­ранены гриналит, стильпномелан и миннесотаит. Гриналит считается первичным; остальные могут иметь диагенетическое или метаморфи­ческое происхождение. Стильпномелан железистых кварцитов (Брок-ман) в Австралии, по-видимому, образовался из вулканического пепла.

36.Наиболее распространенные минералы морских эвапоритов. Формы проявления в морских и континентальных обстановках.

Эвапориты (от англ. evaporation - выпаривание) – химические осадки, выпавшие из пересыщенных растворов.

Основные минералы эвапоритов относятся к классам:

• Хлориды – галит(NaCl), сильвин(KCl), гидрогалит(NaCl^.2Н₂О), бишофит(MgCl₂^.6Н₂О), карналлит(MgCl₂^.KCl^.6H₂O) и многие другие;

• Сульфаты – ангидрит(CaSO₄), гипс(CaSO₄*2Н₂О);

• Карбонаты – доломит(CaMg(CO₃)₂), кальцит, сода(Na₂CO₃), сидерит(FeCO₃) (насчёт последнего не уверен) и др.;

• Бораты – бораты Ca и Mg.

Хлориды образуют кристаллы, часто растворённые, а также сливные массы. Бораты образуют вытянутые кристаллы, чаще землистые массы. Сульфаты иногда образуют кристаллы, чаще друзы (например «гипсовая роза»), а также зернистые и сплошные массы.

Современное солеобразование происходит в бассейнах двух типов - морских и континентальных. Формирование первых происходит в результате отшнуровывания от моря участков (лиманов, лагун, прибрежных озер и т.п.) с морской водой; в обстановке сухого и жаркого климата, ограниченного притока воды, компенсируемого испарением, они засолоняются, превращаясь в соляные и солеродные бассейны (оз. Сиваш на побережье Азовского моря, Кара-Богаз-Гол - залив Каспийского моря). Континентальные бассейны (озера) появляются в котловинах с ограниченным стоком в областях сухого и жаркого климата; поступающие в них подземные и поверхностные воды выпариваются с осаждением растворенных в них солей (оз. Баскунчак, оз. Кучук, оз. Сёрлз и др.).

По фазовому состоянию солей в этих бассейнах различают рапные, сухие и подпесочные озера. В рапных озерах поверхностная рапа (рассол) сохраняется в течение всего года, а в сухих - лишь во влажный период; в подпесочных озерах поверхностная рапа отсутствует вообще: соляные отложения в них обычно перекрыты песчаными наносами. По составу рапы и солей выделяются хлоридные, сульфатные (сульфатно-натриевые и сульфатно-магниевые) и карбонатные озера.

Различают поверхностную и донную рапу. Первая перекрывает донные осадки, а вторая пропитывает их. Объем, концентрации и солевой состав поверхностной рапы подвержены значительным сезонным колебаниям. Донная рапа в отличие от поверхностной в большей степени насыщена солями, характеризуясь относительным постоянством концентрации и температуры; она заполняет поры и пустоты в пластах солей и пропитывает илы

Также для континентальных условий характерная такая обстановка под названием себха. Для тех, кто не помнит – себха – это прибрежно морская обстановка в жарком засушливом климате, характеризующаяся «плоским» равнинным рельефом. В результате просачивания морской воды и последующего её испарения в осадках такой прибрежной равнины откладываются эвапоритовые отложения (соли).

37.Условия образования эвапоритовых (сульфаты, хлориды) отложений: климатический, палеогеографический и тектонический факторы.

Все обстановки накопления эвапоритовых отложений связаны с жарким резко континентальным засушливым (аридным) климатом. Наиболее крупные современные соленосные толщи находятся вдали от побережья в экваториальном, субэкваториальных, тропических, субтропических климатических поясах. Кроме температурного фактора значительную роль играет показатель среднемесячной (среднегодовой) нормы выпадения осадков (в смысле метеорологических). В некоторых местах, где образуются эвапориты (например пустыня Атакама в Южной Америке, пустынные районы предгорья Кордильер в Северной Америке и др.), осадки могут не выпадать год и больше!

Палеогеографический фактор тесно связан с климатическим, или точнее с палеоклиматическим. Особенно это относится к континентальным обстановкам, т.е. осаждению из солёных озёр. То есть, отложения эвапоритов образовывались в зонах жаркого сухого климата, как правило, вдали от морских бассейнов. Также важную роль играет нахождение крупных горных цепей, препятствующих проникновению воздушных масс, несущих влагу с моря. Палеогеографический фактор играет важную роль и для морских обстановок (выпаривание из отшнурованных заливов, лагун). Он заключается (по моему мнению) в изменении береговой линии и уровня моря. С изменением уровня моря и количества поступления метеорологических осадков связана последовательность осаждения солей – от края бассейна к центру по мере высыхания: карбонаты, сульфаты+хлориды Na и K, отдельно хлориды Na и K, хлориды K, Mg и Ca (см вопрос 65).

Тектонический фактор заключается в наличии обстановок длительного постоянного прогибания. Все наиболее значительные скопления каменной, калийных и магниевых солей, гипса и ангидрита связаны с краевыми (Предуральский, Предкарпатский и др.) или синклинальными (Московский, Вилюйский, Северо-Германский и др.) прогибами платформ. Часто крупные скопления эвапоритов вызывают компенсационное прогибание (озеро Баскунчак). Кроме того к тектоническому фактору можно отнести горообразование, влияющее на перенос воздушных масс, описанный выше.

Стоит отметить, что в истории Земли наиболее значительный галогенез происходил в кембрийскую, силуро-девонскую, пермскую, верхнеюрско-нижнемеловую и третичную минерагенические эпохи. Наиболее значительные эвапоритовые отложения связаны с пермским периодом. Они наблюдаются во многих регионах. Во многом это связано с влиянием климатического факторы (расширение аридных зон во второй половине периода), палеогеографического (снижение уровня моря привело к отшнуровыванию морских бассейнов, иногда очень крупных) и тектонического (в общем пермский период характеризуется интенсивным поднятием и горообразованием, о чём также свидетельствуют значительные обломочные континентальные отложения).

38.Главные понятия и термины вулканокластических пород. Смеси вулканокластических и силицикластических (терригенных) компонентов в понятиях и терминах.

Вулканогенные осадки состоят из вулканогенного материала (лавового и пирокластического), встречаются в виде широких ареалов вокруг континентальных, островных и подводных вулканов, расположение которых определяется тектонической активностью территорий. Наибольшее значение в вулканогенном осадкообразовании имеет пирокластический материал.

Пирокластический материал (Pirsson, 1915) – общее название обломочных отложений, образующихся при извержении вулканов. По предложению Влодавца (1954) так следует называть только тот кластический материал, который образуется путем раздробления или разламывания на обломки различной величины свежей лавы, находящейся еще в раскаленном или горячем состоянии (бомбы, лапилли, вулканический песок, пыль, шлаки, пемза и др.).

Вулканогенно-обломочные (пирокластические) породы являются результатом скопления выброшенного при вулканических взрывах и затем осевшего материала. В зависимости от размера и условий извержения частицы разносятся от места взрыва на большее или меньшее расстояния - от нескольких километров до многих сотен и тысяч километров. Осаждающийся на поверхности Земли материал образует рыхлые скопления, которые в зависимости от размеров обломков называются вулканическим пеплом (мелкозернистый (<0,25 мм) и крупнозернистый (0,25 – 2 мм)), обломки более крупные называются лапиллями (2 – 32 мм), вулканическими бомбами (32 – 256 мм) и глыбами (>256 мм). Весь рыхлый пирокластический материал размерностью >2 мм называется тефрой, менее - пеплом. В последующем обломки различными путями цементируются и образуются крепкие породы (соответственно рыхлым по возрастанию зернистости): вулканические туфы (мелко/крупнозернистые), лапиллиевые туфы агломераты и вулканические брекчии.

Агглютинат – [от лат. agglutinatio приклеивание]- разновидность агломерата - пирокластические отложения, сформированные при спекании не затвердевших пластичных вулканических шлаков, бомб, лапиллей и пепла. Образуются в результате вторичного разогревания и переплавления частиц вследствие окисления лавы.

Туф вулканический – горная порода, образованная в результате цементации пирокластического материала, поступавшего непосредственно в осадок или переотложенного водными или воздушными потоками и подвергшегося при этом некоторой сортировке по размеру и средней плотности обломков. Разновидности туфов выделяются по размеру и составу обломков.

Туффит – обломочная вулканогенно-осадочная порода. От 50 до 90% объема породы составляет пирокластический материал. Разновидности выделяются по составу осадочных и пирокластических компонентов (например, алевритовый, пепловый и т.д.).

Помимо образования вулканогенных осадков вокруг очагов вулканизма пирокластический материал образует примеси или прослои в различных генетических типах морских или континентальных осадков. Местами глубоководные илы состоят из тончайшего пеплового материала мелкоалевритовой и даже алевритово-пелитовой размерности.

39. Конечные компоненты структурного состава туфов и главные структурные типы туфов на треугольных диаграммах.

Туф вулканический – горная порода, образованная в результате цементации пирокластического материала, поступавшего непосредственно в осадок или переотложенного водными или воздушными потоками и подвергшегося при этом некоторой сортировке по размеру и средней плотности обломков. Разновидности туфов выделяются по размеру и составу обломков. Минералогический и химический состав туфов соответствует той лаве, из которой они образовались. По составу среди туфов выделяются липаритовые, дацитовые, андезитовые, базальтовые и др. Образование туфа может происходить либо путём непосредственного осаждения из воздуха при извержении вулкана, либо в результате переноса туфового материала водными и воздушными потоками.

По размерам зёрен туф делится на мелкозернистый (<0,25 мм) и крупнозернистый (0,25 – 2 мм). Для рыхлого материала эти размерности соответствуют мелкозернистому и крупнозернистому пеплу соответственно.

Г рубозернистые вулканические осадки, вулканические брекчии и агломераты представлены, в основном, обломками пород или бомбами. Среднезернистые состоят из вулканического стекла, обломков пород и кристаллов. Ниже приведены треугольные диаграммы по составу.

Треугольные диаграммы.

Первая диаграмма.

К – кристаллы, О.п. – обломки пород, В.с. – вулканическое стекло, С.т. – стекловатый (витрокластовый) туф, Л.т. – лититовый (литокластовый) туф, К.т. – кристаллокластический туф.

Вторая диаграмма.

С – стекло, Л – лититы (обломки пород), К – кристаллы. 1 - стекловатый (витрокластовый) туф, 2 - лититовый (литокластовый) туф, 3 - кристаллокластический туф, 4 – микститовые туфы.

Третья диаграмма.

В.с – вулканическое стекло, К. – кристаллы,

1 – стекловатый туф, 2 – стекловато- кристаллический туф, 3 – кристаллическо-

стекловатый туф, 4 – кристаллический туф.

В . С. 25% 50% 75% К

40. Генетические типы пиро- и вулканокластических отложений, связь с типами извержений и режимом седиментации.

Наиболее распространенным типом вулканической активности является эксплозивная деятельность вулканов, в результате которой на поверхность земли поступает пирокластический материал. Доля пирокластических продуктов при извержениях вулканов различна. Например, при извержениях гавайского типа она мала, при плинианских - преобладает, а порой является единственным продуктом извержения. Структурно-текстурные особенности пирокластических отложений определяются свойствами исходной магмы, ее газонасыщенностью, вязкостью и т.д., а также динамикой эксплозивной активности вулкана.

Пирокластический материал – общее название обломочных отложений, образующихся при извержении вулканов. По предложению Влодавца (1954) так следует называть только тот кластический материал, который образуется путем раздробления или разламывания на обломки различной величины свежей лавы, находящейся еще в раскаленном или горячем состоянии (бомбы, лапилли, вулканический песок, пыль, шлаки, пемза и др.).

Определения вулканокластического материала не нашёл, но интуитивно понятно, что это обломочный материал, образовавшийся в результате разрушения вулканической постройки или уже отложившегося вулканического материала после процесса извержения.

В целом, в настоящее время пирокластические образования среднего - кислого составов разделяются на следующие генетические типы: отложения 1 - тефры или пирокластики, выпавшей из эруптивных облаков, 2 - пирокластических потоков (пирокластические потоки представляют собой смесь разноразмерного пирокластического материала и газа, имеющую в основном ламинарное течение; причем количество обломков в смеси значительно превышает газовую составляющую), 3 - пирокластических волн (пирокластические волны представляют собой высокогазонасыщенные турбулентные потоки с низким содержанием обломочного материала), 4 - пепловых облаков пирокластических потоков или коигнимбритовых облаков (что это такое, я и сам не знаю).

Туффит – обломочная вулканогенно-осадочная порода. От 50 до 90% объема породы составляет пирокластический материал. Разновидности выделяются по составу осадочных и пирокластических компонентов (например, алевритовый, пепловый и т.д.).

Далее весь материал – чисто по лекциям!

В целом образование вулканокластических пород возможно: на континенте, при пеплопадах на больших расстояниях от источников и в морских обстановках.

Типы и происхождение вулканокластических отложений:

1. отложение, выпадение из пепловых туч – отложения пеплопадов

2. потоковые отл-я – из пирокластических потоков

3. отл-я базисной (пирокласт.) волны

4. иловые и обломочные потоки – лахары

5. гиалокластовые, эдафогенные отложения

Связь с типами извержений и режимом седиментации:

1. гранулометрическая дифференциация материала – от более крупных в основании слойков к более мелких в верхах;

2. пелейский тип вулканизма – в результате эруптивной части, мощность таких потоков до 30 м (до 100), скорость до 160 км/ч, температура 550-950⁰С. Показатели – ингимбриты. Есть гранулометрическая дифференциация. Блоковые потоки, шлаковые и пепловые потоки.

3. Мааровый тип вулканизма – высокие скорости, низкие температуры, турбидитные потоки. Механизм: паромагматический (взаимодействие магмы с водой), поток ненаправленный (во все стороны). Скорость более 100 м/с, текстуры сходны с осадочными (слоистость), находится в пределах первых десятков км от вулкана.

4. Грязекаменные потоки. Причины: грозы, таяние снега и льда во время извержения. Включают резюргентный и ювенильный материал. Длина до первых сотен км (обычно десятки км), высокая скорость. Формы: массивные и брекчиевидные породы.

5. Во всех складчатых областях – извергающаяся магма соприкасается с холодной средой (водой)=>возникает корка, которая быстро разрушается =>образование обломков, это нераскристаллизованное базальтовое стекло, характерный признак пиллоу-лав.

Термины по лекциям Советова:

Пирокластические породы – в результате эксплозии из кратеров вулканов. Вулканогенно-обломочные – эпикластические, эрозионные породы. Тефра – рыхлые продукты извержений. Ингимбрит – спекшийся туф, обр. в жерле вулканов из «ошмётков» лавы. Туфовый песчаник, сланец, глина – в составе есть вулканокластические частицы. Туф – в составе более 90% вулканокластики, туффит – 50-90%, туфовый песчаник – 10-50%, эпикластический песчаник с примесью туфового материала – менее 10%. Туфогенный песчаник – необходимо пояснение содержания пирокластики, %:

А) резюргентный материал (изверженный, но предшествующий данным породам)

Б) обломки вулк. построек

В) материал выветривания и разрушения вулк. п.

Г) материал породной рамы?

Ксенотуфовые породы – образованы за счёт материала предшествующих извержений и стенок вулканов. Существуют ряды от ксенотуфов к нормальным песчаникам с ксенотуфовой составляющей. По составу все породы делятся на липаритовые, трахитовые, андезитовые, базальтовые, дацитовые.

Глыбы – обломки ранее затвердевшей лавы, угловатые, вулканические брекчии – более 256 мм. Бомбы – 64-256 мм, крупные округлые обломки, в результате выброса из вулкана. Агломерат – порода, скопление бомб. Капли лавы – 2-64 мм. Лаппилиевый туф – порода, скопление капель лавы. Туфовый пепел – всё, что меньше 2 мм (0,25-2 мм – пепел к/з, меньше 0,25мм – пепел м/з).

41. Минералогия, номенклатура минерально-структурных типов и глоссарий кремневых пород.

Минералогия

Основными компонентами необломочных кремнистых осадков являются опал, халцедон и кварц, кварцин, кристобалит. Остальные присутствующие здесь минералы, обычно развитые в смежных осадочных породах, следует считать примесями.

Опал SiO₂×nH₂O, представляет собой преимущественно аморфный кремнезем с некоторым количеством воды. Он отличается низкой плотностью, около 2,1, и растворим в KOH. Он имеет низкий коэффицент преломления, изменяющийся от 1,38 до 1,46 в зависимости от содержания воды. Измерения Брамлетта али для опала кремнистых организмов значение показателя преломления 1,440±0,002, что соответствует содержанию воды около 9%. Опал встречается во многих кремнях и в некоторых из них является основным компонентом. Однако он обнаружен только в MZ и KZ кремнях, предполагается, что в более древних породах он превращен в халцедон и кварц. В результате превращения – химической дегидратации – возникают определенные явления усыхания, особенно сфероиды с концентрической слоистостью.

Халцедон – доминирующая составная часть большинства кремней – является природным микроволокнистым кремнеземом с кристаллической решеткой кварца. Он преимущественно волокнистый, обычно проявляет отрицательное удлинение, имеет показатели преломления 1,533 и 1,540, а двупреломления от 0,009 до 0,011, плотность от 2,55 до 2,63, отсутствует инверсия при 573° С, и теплоемкость отлична от теплоемкости кварца. Электронные микроснимки халцедонового или волокнистого кремнезема показывают, что материал имеет губчатую структуру, которая предположительно обусловлена наличием мелких сферических пустот, заполненных водой. Признаки волокнистой структуры и присутствия опала не обнаружены.

Кварц. В некоторых отложениях наряду с халцедоном и опалом, также встречается кварц, иногда он является доминирующим. Тарр считал, что микроволокнистый хацедон со временем превращается в кварц. Последовательный ряд таков: первичный гидрогель (опал) – халцедон – кварц. Также ученый показал, что размер зерна кварца в некоторых докембрийских кремнях тесно связан со степенью метаморфизма: чем выше степень метаморфизма, тем кремень более грубозернистый.

Компоненты, отличающиеся от перечисленных выше форм кремнезема, встречаются в кремнях редко. Некоторые менее распространенные «нечистые» кремни содержат кальцит, доломит и сидерит. Даже некоторые распространенные кремни содержат отдельные ромбы доломита. Некоторые кремни содержат крупные зерна обломочного кварца. Небольшое количество алюминия может замещать кремний; встречаются также обломки глинистых пород. В некоторых черных кремнях присутствует железо в виде пирита или магнетита; в красной яшме – в виде гематита.

Номенклатура

Кремневые породы по классификации Фролова В. Т. (1992) в минерально-структурном отношении подразделяются на два вида по генетическому типу: биоморфные и абиоморфные. В свою очередь биоморфные делятся на кремни с диатомовой, радиоляриевой, спикуловой структуры в зависимости от органических остатков. Абиоморфные породы разделяются на аморфные («сплошные» - бесструктурные; глобулярные), криптокристаллические и кристаллические, в зависимости от раскристаллизованности породы и наличия четко выраженных кристаллов.

Глоссарий

Гэзы (гёзы) – польский термин, синоним термина «опока», более распространенного в отечественной литературе.

Гейзерит – светлоокрашенная опаловая (кристобалит-опаловая) порода, близкая по происхождению к известняковому туфу. Является результатом выпадения кремнезема из горячих водных источников (гейзеров). Обладает натечным пористо-кавернозным строением, может образовывать сталактиты, сталагмиты, инкруастации. Синоним – кремнистый туф.

Джеспилит – полосчатая метаморфическая порода, состоящая из мелкозернистого кварца с волнистым погасанием и железорудных минералов. Характерны серые, красные, бурые и фиолетовые окраски полос. Синоним – железистые кварциты (докембрий).

Диатомит – рыхлая или сцементированная опаловая и кристобалит-опаловая порода, состоящая более чем на 50% из панцирей диатомей, обычно с примесью спикул кремневых губок, радиолярий, а также глинистого и алевритового материала. Характерна высокая пористость. Является хорошим адсорбентом (палеоген-четвертичка).

Диатомовые илы – рыхлые современные осадки темно-серого и черного цвета (из-за обилия неокисленного органического вещества). Накапливаются в морских и континентальных (озерных) обстановках. При уплотнении превращаются в диатомиты.

Кварцит – порода, состоящая из зерен кварца, может присутствовать кварц-халцедоновый цемент. Образуется при метаморфизме кварцевых песчаников или перекристаллизации кремниевых пород. Применяется как сырье в металлургии, строительстве (преимущественно докембрий).

Кварц-халцедонит – термин предложен Л. В. Пустоваловым для обозначения минерального состава фтанитов.

Кремни – плотные кремниевые образования, состоящие из смеси аморфного и кристаллического кремнезема. Окраска разнообразная, с преобладанием серых и темно-серых тонов. Образуют некрупные линзы, желваки и конкреции в породах кремниевого и иного, преимущественно карбонатного состава. Окрашенные, концентрические или с зональным строением разности могут использоваться в качестве поделочных камней.

Кремниевый сланец – осадочная плотная порода кварц-халцедонового состава, иногда с примесью глинистого вещества, с отчетливо выраженной сланцеватой текстурой, нередко полосчатая. Окраска различная, но обычно монотонная, чаще серых тонов. В них могут в расличных количествах встречаться скелеты радиолярий и спикулы кремниевых губок. Мощности от метров и десятков до первых сотен метров. Входит в группу яшмовидных п.

Новакулит – очень редкая разновидность кремниевых пород светло-серого и белого цвета, сложенных только очень мелкими (2-6 мкм) кристалликами кварца. Используется в качестве тонкого абразива.

Опока – легкая пористая порода кристобалит-опалового состава с примесью халцедона, глинистого вещества, иногда алевритовых частиц и органических остатков (скелетов радиолярий, спикул кремневых губок и панцирей диатомей). В отличие от большинства силицитов, излом у опок полураковистый или неровный. Окраски светлые, темно-серые, иногда черные (известны с мела).

Порцелланит – светлая опаловая и кристобалит-опаловая микропористая порода с примесью глинозема и карбоната. Имеет текстуру и структуру, близкие к неглазурованному фарфору. Образуется в корах выветривания, вероятно, за счет глубокого преобразования опок. Синоним – фарфоровая яшма.

Радиоляриты – в разной степени цементированные органогенные породы, минеральная часть которых (менее 50%) состоит из смеси различных минералов водных и безводных оксидов кремнезема. Среди примесей могут быть глинистое вещество, фосфаты, алевритовый и пирокластический материал.

Спонголиты (спонгиолиты) – органогенные кремниевые породы, сложенные преимущественно спикулами кремниевых губок с примесью скелетов радиолярий и раковин фораминифер (всего не менее 50%), а также смешанным опал-кристобалитовым или кварц-халцедоновым минеральным составом. Могут содержать примесь алевритовых частиц. Цвет светло-серый, зеленоватый (от глауконита). Известны в морских и озерных фациях с раннего карбона (расцвет – мел-палеоген). Синоним – спикулит.

Трепел – рыхлая или слабосцементированная порода, близкая к диатомиту, но с меньшим количеством и очень плохой сохранностью скелетных остатков организмов. Окрашена в различные цвета: от белого, серого, бурого до красного и черного. Синоним – инфузорная земля.

Флинт – кремниевые желваки, встречающиеся в толщах писчего мела на Британских островах. Может служить синомимом применяемого в отечественной литературе термина – кремень.

Фтанит – массивная толстоплитчатая порода кварц-халцедонового состава, разного цвета, с преобладанием серых тонов, иногда содержащая остатки скелетов радиолярий и спикул кремниевых губок. Р. Ж. Гаюи (1922 г.) указывал на черный цвет фтанитов, обусловленный обязательной примесью тонкорассеянного углистого вещества или графита.

Яшма – пестроокрашенная полосчатая или пятнистая порода, сложенная ультрамикроскопическими кристаллами кварца (1-10 мкм). По составу близка новакулитам, но отличается от них пестрой окраской из-за присутствия оксидов железа и марганца, разнозерностью и трещиноватостью. В яшмах могут присутствовать остатки скелетов радиолярий (радиоляриевые яшмы) и спикулы кремниевых губок. Характерна повсеместная временная и пространственная связь яшм с вулканическими породами.

42.Главные причины и пути «созревания» силицикластических (терригенных) осадков. Отражение «созревания» в номенклатуре и положении песчаников на диаграмме QmFLt по w. Dickinson (1988).

Геодинамическая классификация псаммитов (Диккинсон)

Условные: Qt - сумма всех зерен кварца, Qm - монокристалличный кварц, Qp - обломки кварцевых пород, F – сумма полевых шпатов (P – плагиолазы, К - КПШ), Lt - сумма обломков пород, L – нестабильные обломки пород, Lv - обломки вулканических пород, Ls – обломки осадочных пород.

Вот это из Петтиджона: образование матрикса происходит различными путями. Как отмечает Диккинсон, существуют протоматрикс, ортоматрикс, эпиматрикс и псевдоматрикс. Первый – это захваченная в поры обломочная глина, второй – перекристаллизованный материал, третий – продукт диагенетического изменения зерен песчаной размерности, а четвертый – образован в результате деформации и раздавливания мягких обломков глинистых пород. Хотя в породе возможен матрикс любого типа, однако в большинстве древних граувакк он представлен эпиматриксом, что связано с глубоким погружением пород и со слабым метаморфизмом или интенсивным диагенезом; все это вместе названо Кюненом грауваккизацией.)

(Внимание – далее по лекциям, рисунки смотреть выше!)

Более зрелый обломочный – это который имеет в составе ювенильный слабо изменённый материал. инистоговом и очень плохой сохранностью скелетных осткедоновым минеральным составомй и раковин фораминифер (всввввeee))

Состав обломочного материала из «провинции рециклированных орогенов»:

Подпровинция субдукционных орогеных комплексов – переотложенные пески (много зерен кремней – из обломков островной дуги и эрозионного орогена); источник вещества - зеленые сланцы, кремни, грауваки, офиолиты;

Подпровинция коллизионных орогенов - провинция более зрелых пород, формируются надвиговые пластины; источники материала – офиолитовый меланж, плутонические террейны, магматические дуги, вовлеченные в коллизию.

Состав обломочного материала из «провинции магматических дуг»:

Подпровинция несрезанных дуг – дает пески вдоль островных дуг и некоторых АКО (больше обломков вулканических пород, островных дуг и континентальных окраин, преддуговых бассейнов, склонов дуг, окраинных морей, задуговых бассейнов, бассейнов внутри вулк. поясов). Состав обломочного материала – пески, обогащенные Pl;

Подпровинция срезанных дуг – дуги глубоко эродированы – состав песчаников из средней части диаграммы QFL.

Итак (сам придумал, так что всё это «как бы так»), получается, что обломочный материал из провинции магматических дуг менее зрелый (обломки вулканические), а вот из рецикл. орогенов более зрелый, так как в образовании обломков участвуют ювенильные источники – смотри диаграмму Диккинсона (чуть выше).

43. Источник вещества и классификация кремневых пород по в. Т. Фролову.

Источники вещества кремневых пород

В данном вопросе мнения Фролова и Петиджона во многом совпадают. Т.к. в материалах американца приведена более подробная информация, рассмотрим именно его соображения. Согласно одной концепции, (а) кремнезем образовался в процессе осадконакопления; (б) другая точка зрения объясняет появление кремнезема в результате постседиментационного замещения вмещающей породы, как правило известняка.

Существуют различные модификации каждой из этих теорий. (рис. ниже).

Кремнезем, образовавшийся

при выветривании

Морская вода

Вулканогенный кремнезем

Окремнение

известняков

Биохимическое осаждение

Химическое осаждение

Окремнение туфов

и т.д.

Диатомит

Радиолярит

Кремнистые илы

Кремни замещения

(метасоматиты)

Кремнистый известняк

Геллефлинт и т.д.

Диагенетическая дифференциация

Выщелачивание

Трепел

Кремневые желваки

Ритмические пластовые кремни

(а) Поскольку во многих кремнях обнаружены остатки радиолярий (радиоляриевых илов), диатомей и спикул кремневых губок, а в некоторых кремнях эти окаменелости представлены в большом количестве, не является неожиданным вывод, что эти организмы ответственны за образование кремня. Хотя морская вода содержит только 4 мг/л кремнезема, организмы способны извлекать этот материал и во многих местах образовывать обширные отложения почти чистого кремнезема. В современных условиях эти отложения ограничены участками, куда практически не поступает материал, сносимый с суши, и которые имеют слишком большую глубину для отложений известковых осадков, т.е. глубже уровня компенсации карбоната кальция. Многие исследователи пластовых кремней считают их литифицированными окремнелыми биолитами. Кремнезем выносится в моря водами рек, и, хотя они содержат больше кремнезема, чем морская вода, концентрация кремнезема не очень высока. Корренс констатировал, что концентрация кремнезема, существенно большая, чем в современных породах, не может обеспечиваться никаким из известных агентов и поэтому кремнезем кремней должен осаждаться биохимическим путем. Чтобы избежать этой трудности, другие авторы прибегают к вулканизму как источнику поступления кремнезема и доведения концентрации этого материала до уровня, при котором возможно неорганическое осаждение. Несмотря на то что некоторым кремням сопутствуют продукты подводных излияний (зеленокаменные породы и туфы), многие не образуют ассоциации ни с вулканическими потоками, ни с отложениями пеплопадов. При отсутствии такой ассоциации вулканизм нельзя рассматривать как источник кремнезема.

(б) Основной проблемой в вопросе источника кремнезема и механизма образования кремневых желваков заключается в том, чтобы установить, был ли замещающий кремнезем привнесен извне или заимствован из вмещающего пласта? Предполагается, что кремнезем осаждался одновременно с отложением известняка, предположительно за счет радиолярий, диатомей и губок, а затем через некоторое время растворялся и переосаждался в виде желваковых стяжений, замещающих матрикс, в котором они заключены. Следовательно, кремнезем, необходимый для образования желваков, выделяется из морской воды в результате обычных широко распространенных биохимических процессов. Нет необходимости в привлечении каких-то особых источников кремнезема, аномальных концентраций или особых условий осаждения. С учетом теоретического обоснования (данного Рамбергом) по поводу того, почему д о л ж н о происходить растворение и переосаждение рассеянного кремнезема, идея о диагенетической дифференциации является наиболее правдоподобным объяснением появления Желваковых кремней в известняках. Большая подверженность замещению некоторых пластов может объяснить концентрацию желваков в определенных слоях; более легкое замещение, в направлении параллельном напластованию, объясняет удлинение

желваков по этим плоскостям. Полевые данные также поддерживают эту концепцию. Лоуэнстем отмечал определенную связь между типом кремня и сохранностью и распределением кремнистых губок в ниагарских (силур) доломитах в Иллинойсе. Он пришел к выводу, что кремнезем кремней образовался из губок.

В итоге можно сказать, что кремни, как желваковые, так и пластовые, являются полигенной породой и что нет единого способа происхождения кремней. В свете геологических данных и с учетом того, что известно о современных скоплениях кремнезема, становится ясно, что в одних случаях кремни являются продуктом замещения (окремнелые известняки), в других – биохимические скоплениями (в угнетенных бассейнах на глубине ниже уровня карбонатной компенсации), а иногда – продуктом пересыхания щелочных озер, богатых кремнеземом.

Кремнистые породы (по Фролову В. Т.) – осадочные образования, более чем на половину состоящие из минеральной группы кремнезема – опала, кристобалита, тридимита, халцедона и развивающегося по ним кварца. В данной классификации принимается во внимание в первую очередь минеральный состав и структура кремневых пород (биоморфная и абиоморфная).

(см. классификацию в книге)

44. Состав, структура и принципы классифицирования вулканокластических пород.

I. Пирокластические – породы, образовавшиеся в результате эксплозивного или аэрального извержения материала из жерла вулкана. Этот материал может отлагаться на суше или на дне моря.

II. Вулканокластические – обломочные вулканические породы, имеющие различное происхождение и механизм образования (на суше, под водой или подо льдом), или смешанных в любом соотношении с каким-то невулканическими обломочными разновидностями пород.

Вулканокластический материал включает в себя как пирокластические обломки, так и отложения, образовавшиеся при обычном процессе выветривания исходных вулканических пород.

I. Тефра (Аристотель) – рыхлые продукты извержений любого размера и отсортированности.

Туф – сцементированные продукты вулканических извержений, остатки или результат пепловых потоков или грязекаменных потоков (лахары).

Игнимбрит – спекшийся туф преимущественно липаритового или трахит-дацитового состава, образовавшийся из спекшихся туч.

Аглютинат – спекшиеся туфы, образовавшиеся в жерле вулканов или на конусах из ошметков лавы.

Классификация туфов по петрографическому составу:

1. Гранулометрия

2. Структурная характеристика обломков.

3. Состав лавы

Например: псаммитовый кристаллокластический туф андезита

II. Вулканокластические часто смешиваются с невулканическими

4 типа обломков: 1) пирокластические обломки

2) обломки разрушенных вулканических построек

3) разложение и выветривание вулканических пород

4) примесь материалов рамы – те, среди которых находятся вулканы

Вулканокластические отложения – структура похожа на обломочные породы. В разных классификационных схемах существуют разные границы тел. Пример схемы американских геологов на основе геометрической прогрессии (5 главных типов, рыхлые и сцементированные аналоги):

1. Глыбы (>256 мм) – отколовшиеся от лавы куски = вулканоскластическая брекчия

2. Бомбы (>32 мм) – затвердевание жидкой лавы = агломераты.

3. Лапилли (2-32 мм) ошметки лавы = лапиллиевый туф.

4. Крупнозернистый пепел (0,25-2 мм) = крупнозернистый туф

5. Мелкозернистый пепел (<0,25 мм) = мелкозернистый или тонкозернистый туф.

По степени сортировки очень широкий спектр. Упорядоченный структурный состав:

- обломочные породы – афировые или порфированые

- вулканическое стекло – бесцветное или слегка окрашенное с низкими показателями преломления, с рогульчатыми агрегатами, в шлифах бесцветный.

Агломераты – из фрагментов лавы, т.е. обломки магматических пород.

Туфы – на треугольных диаграммах (витрокластитовые, кристаллокластитовые, литокластитовые).

Существуют 2-х компонентные смеси – стекловатые витрокластитовые туфы.

Игнимбриты часто выглядят полосчатыми.

Пепел кислого состава часто имеет рогульчатую форму.

Основное стекло легко изменяется.

Палагонит – гидротизированное стекло.

Если вулканическая пыль очень тонкая, то возникают форфоровидные туфы.

Состав

Для состава вулканогенно-осадочных пород характерно:

Признаки вулканического происхождения обломков

1. зональность ПШ

2. включения

3. коррозионные края (у Q и ПШ)

4. кристаллы не деформированы

Наличие стекла, пемзы и шлаков; наличие идиоморфных кристаллов; наличие специфических обломков пород (кристобалит, роговая обманка); следы значительных постседиментационных изменений! (Лититовые туфы – из обломков лавы)

Имеют высокую пористость. Сразу изменяются. Процессы:

1. Каолинитизация – ПШ-содержащие туфы.

2. Окремнение – наиболее ранний процесс в туфах (они часто окремнены).

3. Серитизация – агрегат серицита и тонкокристаллического кварца (очень часто в кислых п.).

4. Хлоритизация – по базалтовым туфам преимущественно.

(Смесь лимонта и карбоната = конечный член изменений туфов)

Девитрификация (стекла) – образование глин. минералов по стеклу (бентониты – смесь минералов + цеолиты + кремнезем.

5. Цеолитизация – обычно стекло кислого состава (анальцим и клиноптилолит).

При метаморфизме полная перекристаллизация таких туфов

45. Диагенез осадков: понятие диагенеза и стадий диагенеза в представлении российской и американской школ.

Диа – пере, переделывание, преобразования осадка (с греч.).

1. Диагенез – это все химические и физические изменения после отложения осадков.

2. Диагенез – все изменения, которые происходят в осадке после его захоронения.

Общие толкования диагенеза:

В 1950 г. в координатах Р-Т условий нет четкой линии раздела диагенеза (далее просто «Д») и метаморфизма. В англоязычной литературе Д – химические или физические процессы, происходящие в осадке после его образования и до появления фации зеленых сланцев. В русскоязычной литературе понятие Д уже (ударение на «у»).

Разница Д и метаморфизма: новые минеральные образования; неравновесные смеси преобразуются в равновесные.

По диаграмме Уинклера 1965 г. (с добавлениями Петтиджона и др.):

t°: 0 – 270°, p: до 6 кбар → Диагенез; t°: 0 – 200°, p: до 1 кбар → наиболее узкий диапазон Д.

По Страхову Н. М.: Д – стадия превращения осадка в горную породу, главная стадия аутигенного минералообразования.

Д – стадия физико-химического уравновешивания многочисленных реакционно-способных веществ с противоречивыми свойствами в условиях поверхности Земли за счет энергии самого вещества.

Факторы Д:

1. Высокая влажность >50%, в глинах до 80% → раств-ние твердых фаз, гидролиз силикатов.

2. Обилие бактерий до млн. клеток в 1 г ила поглощают О₂ и восстанавливают окислы. Сульфатредуцирующие бактерии.

3. Редкая физ.-хим. неравновесность вещества, слагающего осадок.

ЕН-окисление: рН щелочная реакция иловых вод в верхней зоне ила и наддоной воде

Поверхностные осадки: кислая – в средней части ила.

Восстановление при погружении: нейтральная

Стадии Д:

1. Растворение твердых фаз восстановление.

2. Сульфатредукция

3. Исчезают карбонаты, карб. раковины.

Далее:

- Гидралитическое расщепление вещества – образования конкреций.

- Химическая дифференциация вещества.

- Участковая цементация пластов

- Когда из пластов исчезает гравитационная вода = конец Д.

Обобщение по Вассоевичу, Фролову, Конторовичу и др.:

далее идет катагенез (ката – вниз, с греч) – протогенез (до 3 км), мезокатагенез (до 6 км), апокатагенез (до 15 км).

У американцев (Петтиджон Поттер Сивер) 6 стадий Д:

1. Рыхлый осадок в обстановке осадконакопления.

2. Захоронение от первых м до первых дестяков м – некоторое уплотнение осадка, возможно химическое осаждение.

3. Захоронение на умеренные глубины. Воды становятся рассолами. Возникает аутигенный цемент. Изменение глинистых минералов и силикатов.

4. Погружение на глубины более тыс. м. Пористость низкая, растворение под давлением.

5. Начало метаморфизма. Глубина – от 5 до 10 км. Процесс растянут в конкретном бассейне. Рост хлорита, растворение под давлением. Поровое пространство может вообще исчезнуть.

6. Преобразование на поверхности Земли, децементация. Проникновение метеорных вод, выветривание глинистых минералов.

Признаки Д: - структурные

1. Псевдоморфные замещения: известковых раковин → кварцем; рогульки вулкан. пепла → глинистыми минералами; цеолиты, ПШ → каолинитом.

2. Теневые структуры = сохранение контуров первичных зерен, замещенных веществом.

3. Секущие контакты: коррозия и замещение обл. зерен.

4. Заполнение порового пространства – карбонатами, SiO₂ или глиной.

5. Появление кристаллографической огранки зерен (регенерация).

6. Образование конкреций и нодулей.

- минералогические

1. Чистота диагенетических минералов (Q – без включении, турмалин обычно бесцветный, ПШ – чистые).

2. Присутствие легкорастворимых минералов: гипс, карбонаты

3. Присутствие минералов, запрещенных в седиментогенезе или магматических (например, доломитовые раковины, цеолиты – скорее всего замение вулканического пепла).

- физические

1. Проницаемость осадочной толщи уменьшается в диагенезе.

2. Возрастание скорости упругих волн с уменьшением пористости.

Последовательность минеральных преобразований (?): кварц → карбонат → сульфат

47.Структурные признаки диагенеза осадков. Диагенез и цементизация песчаников.

1. Псевдоморфные замещения.

Известковые раковины замещаются кварцем, вулканический пепел – глинистыми минералами, пш – каолинитом.

2. Теневые структуры – сохранение контуров первичных зерен, замещенных веществом.

3. Секущие контакты: коррозия и замещение области зерен.

4. Заполнение порового пространства карбонатами, кремнеземом или глиной.

5. Появление кристаллографической огранки зерен (регенерация).

6. Образование конкреций и нодулей.

Диагенез и цементация песчаников.

Общие толкования диагенеза:

1. Диагенез – это все химические и физические изменения после отложения осадка.

2. Все изменения которые происходят в осадке после его захоронения.

В англоязычной лит-ре:Диагенез – физ. или хим. процессы, происходящие в осадке после его образования и до появления фации зеленых сланцев.

T – 0-270⁰, давление до 6 кбар.

Страхов Н.М. – диагенез – стадия физ.-хим. уравновешивания многочисленных реакционноспособных веществ с противоречивыми свойствами в условиях поверхности земли за счет энергии самого вещества.

Факторы:

1. Высокая влажность (для гидролиза силикатов, р-ния тв. фаз).

2. Обилие бактерий. (сульфатредуцирующие).

3. Резкая физ.-хим. неравновесность в-ва, слагающего осадок.

Стадии:

1. Растворение тв. фаз, восстановление.

2. Сульфатредукция.

3. Исчезновение карбонатов.

Стадии по Петтиджону:

1. Рыхлый осадок в обстановке осадконакопления.

2. Захоронение, уплотнение осадка, хим. осаждение.

3. Захоронение на умеренные глубины. Возникновение аутигенного цемента.

4. Погружение на большие глубины. Р-ние под давлением.

5. Начало метаморфизма.

6. Преобразование на пов-ти земли. Децементация, проникновении метеорных вод.

Главные минералы при цементации: карбонаты и кремнистые.

Если первичный осадок богат матриксом, то др. цемента не возникает.

Цементация кремнеземом:

1. Р-ние морских организмов кремн.

2. За счет вулканического пепла.

3. Промежуточные между терригенными и кремниевыми – мутьевые течения внедряются в пелагическую область накопления кремн.

4. За счет р-ния кварца при погружении осад. бас.

Появление цеолитов в цементе связано с вулканическими пеплами.

Железистый цемент обычно развит в толщах красноцветных отложений (молассового типа).

Загипсованные песчаники, в которых цемент представлен гипсом, формируются в засушливых районах.

Некоторые песчаники имеют цемент нескольких типов.

Точки зрения на происхождение цемента:

• Кремнезем был растворен в зоне выветривания, а затем отложился в песке в виде цемента (Ван-Хайз).

• Кварцевый цемент песчаников образуется при р-нии кремнезема на контактах зерен и последующем его осаждении в пустотах (Вальдшмидт).

• Большая часть силикатного цемента образовалась при р-нии частиц тонкой фракции, которые могли когда-то содержаться в песке (Голдштейн).

48.Модели эвапоритового осадконакопления. Связь мезозойских периконтинентальных эвапоритовых бассейнов с плейт-тектоникой.

Все солевые отложения образуются из рассолов. Рассол может образовываться непосредственно из морской воды при испарении ее в полуизолированном или полностью изолированном рукаве моря в аридном регионе. Рапа может формироваться во внутренних бассейнах засушливых регионов, куда поступают воды, которые привносят соль из реликтовых вод морских осадков, соль, растворенную в более древних соляных пластах.

В настоящее время две школы рассматривают происхождение эвапоритов в геол. разрезе. Одни предполагают, что осаждения образовались из значительной постоянной массы рассола – соляного озера. Другие считают, что соли отложились из приповерхностных рассолов, достигших пов-ти себхи или плайи в результате явления капиллярности.

Концепции происхождения.

• Теория баров (Оксениус). Постоянная отмель или бар отсекает лагуну от океана, оставляя узкий канал, через который может проникать морская вода, восполняющая обусловленные испарением потери. Соленость увеличивается до тех пор, пока не начнется испарение соли. Моделью данной теории является залив Кара-Богаз-Гол у восточного побережья Каспийского моря.

• Гипотеза множественных бассейнов предполагает наличие непрерывного ряда соединенных бассейнов. Воды проходя постепенно через все бассейны насыщаются солью.

• Отложение в полуизолированном море (формация кастиль, Техас). Концентрированный рассол погружался на дно и частично возвращался в результате оттока через проницаемый барьер в море. Достигнутый уровень солености был достаточен для осаждения сульфата кальция, но не хлорида натрия.

• Модель себхи. Вода поступая из моря, попадает через литоральную зону в зону себхи, где испарение на пов-ти преобразует поровую воду с ''нормальной'' соленостью в рассол. На высоких литоральных равнинах в известковистых отложениях образуется гипс, обычно под строматолитами. Из поровых рассолов выше уровня грунтовых вод в зоне себхи осаждается ангидрит.

(ещё вариант) Два способа образования эвапоритов:

1. Упаривание морской воды в замкнутых бассейнах (отшнурованных лагунах). По мере испарения концентрация электролитов в воде увиличивается, и она превращается в рассол, из которого в порядке достижения концентрации насыщения начинается выпадение солей.

Первыми реагируют на упаривание карбонаты – образуется кальцит, который реагируя с магнием, содержащимся в воде, будет переходить в доломит (придонная доломитизация). После карбонатов, а иногда одновременно, начинают отлагаться сульфаты кальция.

При этом при более низкой температуре будет отлагаться гипс, CaSO4*2H2O, а при более высокой – безводный ангидрит CaSO4. Затем к сульфатам кальция присоединяется галит, далее сиьвин KCl, после него двойные соли натрия, калия, магния, и, наконец, соли магния и бораты;

2. При упаривании вод замкнутых континентальных бассейнов (бессточных озер) возникают более разнообразные минеральные ассоциации, в зависимости от минерального состава пород областей сноса. Примеры: м-ие боратов в Долине Смерти (Калифорния), м-ия силитры в Чили, м-ия соды в озерной зоне Кулундинской степи. Особый случай это упаривание озер на месте соляных куполов. При этом могут возникать м-ия боратов, пример м-ие боратов на оз. Индер (Казахстан).

Обычно все эти осадки называют эвапоритами, хотя иногда это название относят лишь к морским образованиям. Что в данном случае имел ввиду Советов я не знаю… вообще трудно понять, что он имеет ввиду.

Что касается тектоники, то можно сказать, что накоплению соляных толщь значительной мощности способствует длительное опускание дна бассейна, сопровождающееся постоянным или переодическим поступлением в него новых порций соляных вод. Увы, про тектонику пока все, если еще че завтра найду допишу.

49. Сравнительный анализ состава и структуры крупных обломков и наполняющей песчаной массы в конгломератах: связь состава обломков с их размерностью.

Теоретически к гравийным осадкам и их литифицированным аналогам относятся обломочные породы, в которых все частицы крупнее 2 мм. Обычно же эти названия применяются к отложениям, содержащим более 25% галек (10-100 мм).

Состав

Гравийные отложения, состоящие из обломков нескольких типов пород (олигомиктовые), редки; гораздо чаще встречаются полимиктовые разности, в которых обломки представлены породами разных типов.

Большинство галечников состоит из каркаса и полостей. Каркас сложен из материала размера галечника (фенокластов: гальки, валунов); полости представляют собой пространство между этими элементами каркаса. Обычно компоненты каркаса соприкасаются друг с другом и образуют структуру, стабильную в гравитационном поле. Полости редко бывают пустыми, они обычно заполнены детритом размера песка или более мелким материалом, в свою очередь сцементированным химически осажденным цементом. У большинства галечников материал матрикса полностью заполняет пространство между гальками, матрикс составляет около одной трети всего объема породы. Гальки и прочие обломки породы изолированы и рассеяны по всей массе матрнкса.

Гальки—это преимущественно обломки пород, включающие как крупно-, так и мелкозернистые обломки, тогда как частицы песчаной массы — главным образом частицы минералов, если частицы пород то только мелкозернистых. Доля частиц пород увеличивается с увеличением размерности зерен и достигает максимума в грубообломочных образованиях — галечниках.

Состав галечников или конгломератов можно определить путем подсчета галек. Или более точно методами, основанными на поперечных пересечениях Рознваля или на точечном подсчете. Состав галечников или конгломератов можно представить, сгруппировав их в зависимости от исходных пород в несколько типов: Э — эффузивные; П — плутонические; О — осадочные; М — метаморфические. Обычно их наносят на треугольные диаграммы, объединяя осадочные и метаморфические породы в одну группу.

Во многих конгломератах галька представлена жильным кварцем, кварцитом, кременьем, роговиком, яшмой, риолитом и кварцевым агрегатом из кислых изверженных пород и гнейсов, поскольку этот материал отличается большой устойчивостью по отношению к процессам разрушения и выветривания. Галька конгломератов может в прочем состоять и из других пород: гранита, известняков и т.д.

В грубообломочных осадочных образованиях, которые формировались в результате механической дезинтеграции более древних порд, часто сохраняются почти те же соотношения, что в областях сноса. Однако если обломки подвергаются достаточно длинной водной транспортировке или химическому выветриванию, то обломки более мягких и менее устойчивых пород уменьшаются в размере и постепенно исчезают. Например, свежая осыпь у подножья мелового обрыва сложена в основном угловатыми обломками мела и небольшим количеством кремнистых обломков; когда эти обломки перемываются волнами на пляжах, обломки мела постепенно истираются и остается только кремнистый гравий.

Как и другие осадочные породы, конгломераты могут подвергнуться размыву при эрозии, в результате чего гальки менее устойчивых пород: известняков, известковистых песчаников и оснвных изверженных пород — выветриваются вместе с цементом, становятся рыхлыми и легко разрушаются при повторной транспортировке водой. Сильно окварцованные гальки сохраняются, так как они почти не подвергаются воздействию обычных процессов химического выветривания и остаются твердыми и крепкими. Поэтому, однажды образовавшись, такие гальки будут кочевать из одного конгломерата в другой длительное время почти без изменений, исключая небольшое уменьшение размера или окатывание. Следовательно, конгломераты, содержащие гальки, дважды или трижды перемытые из более древних обломочных пород, без привноса свежих осадков, будут содержать большое количество галек устойчивых пород

Состав галечников и конгломератов не является точным отражением вида и количества пород в районе источника сноса. Вследствие неодинаковой способности различных типов пород давать обломки и различной устойчивости пород перед абразией, соотношение обломков разных пород, установившееся в галечниковых породах, не является прямым отражением относительного количества видов пород в области питания. При определенных условиях одни породы легко распадаются на глыбы, а другие—нет. Жильный кварц и кремни, например, встречаются в составе галек очень часто. Граниты могут разрушаться и превращаться в аркозовый песок (дресву); известняки обладают тенденцией растворяться и поставляют обломочный материал только за счет нерастворимого кремня. Граниты, как и известняки, служат источником глыбового материала в условиях, когда процессы разрушения и растворения сдерживаются или подавляются. Подобные ситуации наблюдаются при условии высокогорного рельефа н сурового климата с сопутствующей быстрой эрозией, ускоряемой воздействием мороза, и значительно реже при ледниковой обстановке, которая даже в районах с низким рельефом благоприятствует образованию галечниковых пород смешанного типа, обогащенных обломками метастабилышх пород. Засушливые условия также способствуют образованию галечниковых пород смешанного типа. Вообще доля галечникового материала в породе увеличивается, с увеличением незрелости ассоциированных песков, что является функцией рельефа и климата, а следовательно, и тектонического режима.

Состав образовавшегося галечника может значительно измениться в процессе транспортировки, как это было проиллюстрировано рядом полевых исследований. Изменения в составе речных галечников вниз по течению потока отмечались давно. Хохенбургер описал исчезновение некоторых типов пород на реке Мур и подсчитал расстояние переноса, необходимое для полного разрушения различных видов пород. Пламли описал изменения состава аллювиальных галечников Блэк-Хилс (Южная Дакота) и показал, что эти материалы подвергаются значительным модификациям по мере продвижения вниз по-течению. Быстрое исчезновение неустойчивых компонентов, (гранита и доломита) и обогащение стабильными видами (кварцит и жильный кварц) подтверждается, изучением галечников разных рек. Очевидно, галечники, в отличие от песков, могут стать зрелыми по составу, т. е. их состав может быть доведен до наиболее стабильных компонентов (жильного кварца, кварцита и кремнистого сланца) при транспортировке даже на короткое расстояние. В песчаник по мере зрелости увиличивается доля кварца и уменьшается полевого шпата.

Галечники ограниченного состава (олигомиктовые) бывают двух типов: одни образовались путем превращения, галечников первоначально различного состава в устойчивую остаточную разновидность, представленную жильным кварцем и кварцитом; другие — сугубо местного происхождения —формировались а пределах небольших участков дренирования или карманообразных губ, где обломки образовались из одной исходной породы. Галечники с более разнообразным составом (петромиктовые) указывают на обширные водосборные системы и разнообразные источники питания.

Вывод: Гальки имеют в своем составе много обломков пород в то время, как песчаная масса состоит в основном из обломков минералов и только в редких случаях содержит обломки мелкокристаллических пород. Гальки более зрелые по составу, чем песчаная масса. Оба утверждения справедливы для галек и песка, образовавшихся одновременно, если же они образовались в разное время, то вышесказанное может, и не выполнятся.

Чем менее устойчивы минералы и породы входящие в состав обломков, тем быстрее обломки истираются и становятся меньшими по размеру, чем те, что состаят из более устойчивых компанентов.

Структура

Галечники в большинстве случаев содержат окатанные обломки; окатанность достигается при перемещении на сравнительно короткое расстояние. Ассоциирующие с ними пески могут быть полуугловатыми или угловатыми. Песок приобретает окатанность очень медленно.

Гранулометрический состав галечников сильно колеблется. Галечники с песчаным матриксом обычно бимодальные. В них основная мода связана с классом галечников, а вторичная мода — с фракциями песков.

Наилучшим образом сортированы прибрежные конгломерата, значительно хуже речные. Ледниковые конгломераты имеют весьма разнообразный гранулометрический состав.

Форма, окатанность и поверхностная структура галечниковых обломков могут способствовать определению агента, обусловившего транспортировку и отложение галечника. Свойственные галькам формы и отпечатки включают ограненные и отшлифованные льдами гальки, эоловые одно- и трехгранники, штриховатость и рубцы, возникшиеврезультате воздействия льда, трещинную огранку (chink facets) некоторых видов прибрежных галечников, следы ударов и дробления галек в очень быстрых потоках и так далее (см. с. 84). Однако в крепко сцементированных конгломератах трудно извлечь гальки из матрикса, поэтому перечисленные особенности устанавливаются редко.

Форма галек больше зависит от формы первичных обломков, чем от агента или особенностей переноса. Форма первичных обломков является функцией слоистости, трещиноватости и кливажа материнской породы. Так, уплощенпость определяется главным образом литологическимн особенностями; аспидные сланцы и тонкослоистые породы являются источником плоских галек, массивные породы, например граниты, являются источником более однородных по размеру обломков. Влияние способов транспортировки и обстановки накопления менее отчетливо. Отмечалось, что береговые гальки более уплощенные, чем речные.

Окатанпость галек в галечниках и конгломератах легко устанавливается и может быть подсчитана даже в крепко сцементированных породах. В какой-то мере окатанность_является функцией типа материала, из которого состоят галъки. Одни породы, подобные кремнистому сланцу, при определенных условиях способны растрескиваться, тогда как другие, например кварцит, не способны. Будучи перенесенным на одинаковое расстояние в одинаковых условиях, кремень окажется менее окатанным, чем сопутствующие кварциты и жильный кварц.

Все вышесказанное можно отнести и к песчаной массе конгломерата.

Галечники и конгломераты имеют разнообразную внутреннюю структуру. Крупные обломки галечников часто проявляют предпочтительную ориентировку. Давно отмечено, что плоские камни в речных галечниках имеют падение вверх по течению. Эта особенность хорошо прослеживается в древних галечниках по надлежащим образом выбранным пространственным разрезам. Как и в речных, так и морских галечниках отмечается черепитчатое расположение галек. Отмечалось, что своими длинными осями гальки ориентированы в направлении потока или поперек него. Даже ледниковые отложения тилля имеют предпочтительную ориентировку продолговатых валунов, параллельную направлению движения льда.

Ориентировка галечников в древних конгломератах дает нам возможность определить как направление потока, так и первоначальный угол падения пласта. Ориентировка продолговатых обломков и тиллитах позволяет нам воссоздать схему движения древних ледников.

Вывод: Галечный материал в конгломерате окатывается медленнее чем песчаный, поэтому если гальки и песок образовались в одно время, то гальки будут окатанны сильнее.

50. Взаимосвязь накоплений фосфатных, карбонатных, кремниевых осадков и органического вещества в зонах апвеллинга.

Распределение живых организмов на разных глубинах Мирового океана крайне неравномерно, поскольку необходимые для жизни факторы сосредоточены преимущественно в поверхностных и придонных слоях. Однако в некоторых областях океана (зонах апвелинга) наблюдается нетипичная картина: множество планктона, колоссальные популяции рыб, огромные стаи птиц над водой, бурное развитие донных экосистем. Пять главных зон апвелинга расположены у юго-западного побережья Северной Америки, северо-западного побережья Южной Америки, северо-западного побережья Африки, юго-западного побережья Африки и южного побережья Аравийского полуострова.

Биогенный фактор один из главных для накопления фосфытных, карбонатных и кремневых осадков, поэтому связь с апвеллингом очевидна. Можно проследить зоны распространения этих осадков от берега вглубь моря (по Куку):

1. Береговые рифы (биогермы) со слоями красноцветов.

2. Зона пелетных доломитов.

3. Доломитовая зона.

4. Кремневая зона (скелеты микроорганизмов: диатомитовых водрослей, радиолярий).

5. Зона черных фосфоритов.

6. Черные углеродистые сланцы (аноксидная среда).

Фосфориты отлагаются следующим образом. Происходит внедрение апвелинга с водой богатой фосфаром (т.к. она холодная и фосфор в ней лучше растворяется). Планктон поедает фосфор и стимулируется обильное развитие морской биоты. Организмы составляющие биоту в дальнейшем отмирают. И фосфор высвобождается бактериями, расползается по осадку, скапливается в порах. В дальнейшем осадки могут переотлагаться и образовывать сплошные массы.

Можно предположить, что анологично дело состоит и с карбонатными породами. Апвеллинг приносит растворенный в холодной воде СО2., на основе которог организмы строят карбонатный скелет, который потом и образует карбонатный осадок и в дальнейшем породу. Скелет правда обычно состоит и кальцита, а породы из доломита – это последствие перекристаллизация.

Все то же касается и кремневых пород сложенных диатомовыми водорослями, радиоляриями и спикулами губок. Кремнезем предположительно приносится в море рекам в виде монокремневой кислоты Н₄SiO₄.

51. Пять фундаментальных свойств осадочных частиц, связь с генезисом осадка и осадочной горной породы. Параметры формы обломочных частиц.

Т.к. отдельные агрегаты, кристаллы являются главным в осадке, то частицы должны нести информацию, кот. можно назвать фундаментальной, т.е. отражающую физические и химические законы, действующие при накоплении осадка. Можно выделить 5 следующих фундаментальных свойств:

1. состав (тип частиц, зерен и их обилие) Состав почти всегда неоднороден, происхождение осадочных пород сложное; часть сходна с параметрами магматических и метаморфических пород.

2. размер частиц и зерен (связан с процессами переотложения, разрушения, переноса и т.д.)

гранулометрические классификации

3. форма зерен (окатанность, уплощенность, (из-за чего происходит преобразование))

4. ориентировка зерен (может быть закономерной или хаотичной (по ней можно определить V течения, изменение гидродинамического режима))

5. упаковка (укладка зерен относительно др. др. под давлением зерна переориентируются и «приспосабливаются» друг к другу).

52. Осадочные горные породы, образованные на поверхности литосферы, геологическое доказательство тезиса.

Отложения образуются главным образом при механическом разрушении ранее существовавших пород, продукты выветривания которых перераспределялись волнами и течениями и выпадали в осадок из растворов химическим и биохимическим путем. Все осадочные породы можно условно разделить на осадочные и изверженные  (традиционное разделение) и на экзогенные и эндогенные (аллогенные и аутигенные (по Грабау)).

Осадочные породы по объему составляют 5% литосферы (до глубины 16км.), в то время, как изверженные составляют 95%, но площадь распространения осадочных пород составляет 75%, глины, песчаники и карбонатные породы, имеющие приповерхностный генезис, составляют 95% всех ос. пор., следовательно осадочные породы слагают тонкий приповерхностный слой (по Петтиджону).

53.Аренит и вакка — определение понятий и генетической сущности по ч.Гильберту.

Аренит (термин А. Грабау, 1904 ) – хорошо отсортированный песок или песчаник, не имеющий или содержащий глинистую примесь или матрикс в количестве менее 10% (состав: Q- от 27 до 78%, ПШ – 2-10%; хим. состав – SiO2 – 47-92%, Al2O3 – 3 - 10% (высокое содержание глинистых обломков), MgO – до 10% (хлорит, глин. мин.)). Нет матрикса из-за расплющивания отложенных глинистых пород (филлиты глинистые сланцы, крист. сланцы, кремни) – типичный пример моласс передовых прогибов – форландовый бассейн

Вакка – несортированный песок или песчаник, содержащий глинистую примесь или матрикс в количестве 10 – 50%. Порода может представлять собой сплошной агрегат зерен размерностью от песка до алеврита и глины - это вакки

54. Состав обломочного материала из «провинции рециклированных орогенов» ао Dickinson: происхождение, причины разнообразия.

а) подпровинция субдукционных орогеных комплексов – деформированные офиолиты,

состав: зеленые сланцы, кремни, грауваки, изв-ки, переотложенные пески (много зерен кремней – из обломков островной дуги и эрозионного орогена).

Обстановки – желоба, преддуговые бассейны

б) подпровинция коллизионных орогенов - провинция более зрелых пород, формируются надвиговые пластины.

Источники материала – офиолитовый меланж, плутонические террейны, магматические дуги, вовлеченные в коллизию.

(см. рисунок ниже.)

55. Состав обломочного материала из «провинции магматических дуг» по Dickinson.

а) подпровинция несрезанных дуг – дает пески вдоль островных дуг и некоторых АКО (больше обломков вулканических пород, островных дуг и континентальных окраин, преддуговых бассейнов, склонов дуг, окраинных морей, задуговых бассейнов, бассейнов внутри вулк. поясов). Состав обломочного материала – пески, обогащенные Pl;

б) подпровинция срезанных дуг – дуги глубоко эродированы и обнажены корни дуг, показывает, что эти дуги глубоко эродированы и обнажен фундамент с магматическими камерами больше обломков кристаллов. Обстановки – преддуговые, задуговые бассейны, желоба, состав – средняя область OFL-диаграммы (см. рис.);

(у лысика в лекциях выделяется провинция поднятий Форланда, хер пойми, относится к вопросу или нет, но если спросит... упирается в складчато-надвиговыве пояса, защищает осадочные бассейны от влияния вулканических дуг)

Геодинамическая классификация псаммитов (Диккинсон)

Условные: Qt - сумма всех зерен кварца, Qm - монокристалличный кварц, Qp - обломки кварцевых пород, F – сумма полевых шпатов (P – плагиолазы, К - КПШ), Lt - сумма обломков пород, L – нестабильные обломки пород, Lv - обломки вулканических пород, Ls – обломки осадочных пород.

56. Состав обломочного материала из провинций континентальных блоков по Dickinson.

1) Внутренние районы кратонов. Песчаники образуются из пород щитов и платформенного чехла, переотлагаются на платформе или на континентальных окраинах.

Состав – Q группа песчаников, с малым содержанием ПШ (преобладает КПШ). Низкое стояние кратонов. Интенсивное выветривание.

2) пров. поднятого фундамента (дают материал для песков в узких прогибах, рядом с блоками фундамента, в небольших бассейнах рядом с этими блоками рифтовые пояса, зоны сдвигов внутри континентов, вдоль трансформных границ); характерна очень быстрая эрозия.

Состав Q-ПШ песчаники или классические аркозы.

(См. рисунок вопр. 54).

57. Преимущества количественной классификации песчаников на равномерной координатной сетке по Советову.

Было предложено сделать из диаграмм линейку, т.е. меняется цель классификации.

Цель: метод группирования анализов состава обломочных компонентов для наблюдения за изменчивостью конфигурации групп и их перемещения внутри классификационной области (типа сетка для рыбалки).

Такая классификация – средство для описания групп анализов, плоская равномерно-ячеистая модель пространства, в котором свойства песчаников меняются от 0 до 100%.

Модальный анализ:

Ищется некая средняя группа анализов, поиск этой моды упрощается за счет сетки.

Такая классификация должна выполнятся на равностороннем треугольнике (три компоненты в вершинах треугольника (Q, ПШ, обломки пород)), исключаются экзотические песчаники – глауконитовые, фосфоритовые, цирконовые и т.д.

Преимущества:

1) классификация и терминология опирается на свойства самого объекта;

2) соблюдается равноправие всех ячеек;

3) в основе классификации – непрерывность спектра состава песчаников;

4) построена по объектам, близким по своей природе, т.е. не исключены глинистые частицы, слюды, минералы тяжелых фракций;

5) песчаники, принадлежащие одному классу, не могут принадлежать другому, т.е. классификация исчерпывающая;

6) деление на классы и группы сделаны по одному принципу;

7) для фиксации вертикальной и горизонтально изменчивости песчаных толщ эта классификация предусматривает ряды (инструмент для слежения за изменчивостью песчаников);

58. Диагенез осадков в узком смысле, по (Страхов 1983), геохимические и биологические факторы, предопределяющие диагенетические изменения.

Диагенез – стадия превращения осадков в горную породу, главная стадия аутигенного минералообразования, стадия физ.-химического уравновешивания многочисленных реакционно-свободных веществ с противоречивыми свойствами в условиях поверхности земли за счет энергии самого вещества.

Факторы дигенеза:

1. высокая влажность >50% (в глинах до 80%), как следствие растворение твердых фаз, гидролиз силикатов;

2. обилие бактерий (до 1000000 в 1 грамме ила), которые поглощают кислород и восстанавливают жилы. Сульфат редуцирующие бактерии.

3. резкое физ.-хим. неравномерность вещества, слагающего осадок;

а) всегда есть восстановительная органика и растворенный в воде О2,

б) окислы железа, марганца и гипс нуждаются в кислороде,

в) карбонатные раковины и литокласты (опалы, спикулы, диатомии несут кремнекислоту),

4) глинистое вещество несет комплекс поглощенных катионов, которые вступают в реакцию с иловой водой

5) глубинные минералы находятся в неравновесии с минералами осадочных пород

При погружении осадков среда становится более восстановительной.

59. Источники SiO2 & CaCo3 при цементации песчаников.

CaCO3:

1. за счет переотложения раковин морских организмов,

2. за счет артезианских грунтовых вод, которые содержат растворенные карбонаты,

3. за счет растворения карбонатных зерен, под давлением в самом песчанике или в прилегающих пластах известняков.

SiO2:

1. растворение морских организмов,

2. за счет вулканического пепла,

3. за счет растворения Q при погружении осадочного бассейна,

4. промежуточные между терригенными и кремневыми – мутьевые течения внедряются в пелагическую область накопления кремней,

5. растворение ПШ метеорными водами

6. диагенетическое преобразование глинистого материала в иллиты и ил

7. за счет образования горячих рассолов, вследствие чередования глинистых и кластических отложений,

8. за счет прямого выноса из кор выветривания,

9. первичные кремниевые осадки

60.Отложения и породы пирокластических и грязекаменных потоков — структурное сходство и признаки генетическтго различия.

Пирокластический материал — это основной продукт вулканических процессов в пределах островных дуг и вдоль активных континентальных окраин. В древних разрезах подобные материалы связаны главным образом с подвижными поясами. Большинство из них по составу являются фельзитовыми — до риолитовых. Лавы, обогащенные кремнеземом, имеют большую вязкость и более высокое содержание газа по сравнению с лавами с низким содержанием кремнезема и, следовательно, представлены в большей степени эксплозивным, чем эффузивным вулканизмом (последний характерен для платобазальтов). Хотя грубообломочная тефра может локально скапливаться в связи с формированием туфовых конусов, более мелкозернистый материал может переноситься в верхних слоях атмосферы на большие расстояния, в результате чего на большой площади образуются слон пепла, которые могут служить маркирующими горизонтами для многих стратиграфических разрезов. Эти переносимые в атмосфере частицы выпадают либо на сушу, либо в воду. Такое выпадение осадков называется пеплопадом. При других извержениях раскаленная турбулентная смесь обломков и газа может вырываться из кратера и быстро перемещаться вниз по склону почти так же, как и подводный турбидитный поток. Подобные высокоскоростные разрушительные потоки обусловливают отложение этих материалов на некотором расстоянии от их источника. Из таких материалов состоят отложения пеплового потока. Этот материал может быть образован как субаэральным, так и подводным извержением. В результате последнего возникает подводный пепловой поток. Извержение базисной волны представляет собой газообразные облака, которые перемещаются в сторону от основания эксплозивной колонны. По своим проявлениям они напоминают палящие тучи, но образующиеся осадки имеют большое сходство с отложениями пеплопада.

Грязевые потоки представляют собой побочные явления при извержениях. Ливневые дожди, выпадающие на свежеотложенный пепел образуют грязевой поток, который движется вниз по склону без какой-либо заметной сортировки захваченного материала. В результате образуются неотсортированные отложения хаотического строения.

Пеплопады. В пеплопадах изверженный материал переносится по ветру от центра извержения. Он обычно сортируется в соответствии с градиентом падения скорости, ПОЭТОМУ с удалением от места выброса уменьшается мощность скоплений и размер зерен. По мнению Шайдеггера и Поттера [41], размерность зерен и мощность отложений закономерно уменьшаются по направлению потока. Характер выпадающих осадков зависит от направления ветра, его скорости и турбулентности, а также от высоты облака извержения. Пространственный рисунок рассеяния, вероятно, является наиболее надежным способом определения направлений палеоветра.

Типичные пеплопады характеризуются хорошей и очень хорошей сортированностью и четко выраженным напластованием. В отличие от пепловых потоков, распространение которых ограничено центрами вулканической активности, пеплопады могут занимать обширные территории до 105 км2. В наиболее удаленных от центра извержения участках пеплопады могут быть представлены только прослоем бентонитовых глин мощностью всего лишь несколько сантиметров. Такие бентонитовые прослои являются маркирующими горизонтами, представляющими большой интерес для стратиграфов .

Пепловые потоки. Отложения пепловых потоков, также известных под названием «игнимбриты», являются продуктом извержения типа палящей тучи, ставшего известным в результате катастрофического извержения вулкана Мон-Пеле в 1902 г. на о. Мартиника в Вест-Индии. Этот тип извержения вулкана представлен стремительным, горячим, плотным потоком, спускающимся вниз по склону и заполняющим крупные понижения в рельефе. Из-за скорости, достигающей 160 км/ч, и высокой температуры (550—950°С) поток имеет большую разрушительную силу. Такие, потоки могут распространяться на расстояние 32—97 км от источника извержения. Их мощность меняется в значительных пределах, причем верхняя граница относительно ровная, а нижняя зависит от рельефа местности. Мощность отдельных прослоев, представляющих один поток, достигает 100 м, но чаще всего она варьирует от 15 до 30 м. Внутренняя слоистость скрыта, но иногда наблюдается общая зональность, возникающая в результате неравномерного охлаждения верхней и нижней частей толщи потока. Быстрое накопление раскаленных туфов препятствует выделению тепла и приводит к тому, что обломки пемзы и осколки вулканического стекла частично или полностью расплавляются или разрушаются. В результате образуется сваренный туф. В общем случае нижняя часть толщи является более сваренной по сравнению с верхней частью, которая имеет более высокую пористость. Чем больше степень сваренности, тем плотнее конечный продукт. Многие так называемые риолиты при ближайшем рассмотрении оказываются сваренными туфами. Полевые данные, касающиеся пепловых потоков, свидетельствуют о сплющивании и уплотнении обломков пемзы, многие из них характеризуются трещинами растяжения, будинажем, черепитчатой структурой и следами вращения; все эти признаки можно использовать для определения направления их перемещения. С этой же целью можно использовать движение, происходящее в некоторых случаях в процессе сваривания или после него (реоигнимбриты Кука), в результате которого появляются элементы деформации и текстуры ламинарного течения . Кроме того, на направление движения указывает Некоторое уменьшение мощности и размерности Сортированность их значительно хуже, чем у отложений пеплопадов .

Иногда пепловые потоки могут следовать один за другим без перерыва, тогда как в других случаях между двумя потоками проходит значительный промежуток времени. В последнем случае может наблюдаться переслаивание с почвенными горизонтами, а также с отложениями пеплопадов, аллювия, грязевыми потоками и лавамина поверхность и рассеиваются волнами или течениями, а в случае их оседания на дно образуют верхний (и наиболее крупнозернистый) слон отложений.

Отложения базисной волны характерны для мааровых вулканов. Образуются они газообразными изверженными облаками, перемещающимися горизонтально с большой скоростью. Однако они существенно отличаются от отложений раскаленной палящей тучи маломощными, но выдержанными слоями и тем, что могут иметь пологую косую слоистость, а в некоторых случаях в них фиксируются ритмические циклы. Вулканические глыбы, попадающие в эти отложения, создают «проседание слоев» в подстилающих породах. Отложения базисной волны во многом напоминают отложения пеплового дождя, но косая слоистость и волнообразные формы (антидюны) отличают их от образований пеплового дождя. Характерные формы пластов были описаны в работах Фишера и Уотсрса, Кроу и Фишера.

Грязевые потоки. Ливневые дожди, сопровождающие извержения или выпадающие вскоре после них на свежеотложенный пепел и шлак, образуют мощные грязевые потоки, или лахары. Весь этот материал движется вниз по склону и происходит беспорядочное его накопление, которое характеризуется отсутствием сортированноести и слоистости, хотя иногда и отмечается грубая зональность [42]. В туфогенный матрикс могут внедряться глыбы диаметром до метра. О том, что такие отложения привнесены грязевыми, а не пепловыми потоками, свидетельствуют отсутствие признаков сваренности, отсутствие разрушенной пемзы и разнообразие обломков породы. Вулканические грязевые потоки могут также вливаться в море или быть связанными с подводными оползнями. Такие потоки могут постепенно переходить в турбидитные потоки, и в этом случае они обладают всеми свойствами, характерными для турбидитов.

61. Структурные факторы в видообразовании карбонатных пород по представлению и классификации р. Фолка.

В классификации Фолка структурные факторы играют ведущую роль на 4 уровне, но для надёжности осветим всю классификацию (Фолк структурировал свою классификацию на четыре уровня).

Как видно, он использовал типичные треугольные диаграммы. Обозначения: А – аллохимические известняки, О – ортохимические, Т – терригенные. Если Т больше 50% - то это уже не известняк, если компонента 10-50%, то к названию прибавляется «нечистый».

Областями на диаграмме второго уровня показан материал – по типу цементации. Обозначения: А – аллохимический, М – микрит, С – шпат (спарит).

На третьем уровне – разделение по типам аллохемов; обозначения: I – интракласты, O – ооиды, b и p – биокласты и пелеты; i – интракл. известняк, о – оолитовый изв., b/p – биокластовые и пелетовые известняки. Для биокластовых отношение b/p=3/1, для пелетовых b/p=1/3. Промежуточные – биокласто-пелетовые=> всего 8 типов изв.

1 уровень

2 уровень

3 уровень

4 уровень

Название также даётся по размерности частиц (структуре) – это как раз по билету. Все зёрна размером 0,004-0,062 мм – лютит (группа лютитовые известняки): очень тонкий кальклютит (0,004-0,008 мм), тонкий (до 0,016 мм), средний (до 0,031 мм), грубый (до 0,062 мм).

Группа калькарениты (0,062-1 мм): очень тонкий (до 0,125 мм), тонкий (до 0,25), средний (до 0,5), грубый (до 1).

Всё, что больше – группа рудиты: тонкий (1-4 мм), средний (4-16), грубый (16-64), очень грубый (>64).

Итоговое название по данной классификации даётся по трём позициям: ортохемы, аллохемы, гранулометрия (пример – спаритовый интракластический калькаренит).

62. Вакстоун и грейнстоун в классификации р. Данхема: определение понятий, режимов седиментации, возможных обстановок накопления и положение на палеопрофилях карбонатных рампов и платформ.

Есть табличка по этой классификации – см. в литературе (она отдельно на листочке).

Данный вопрос рассмотрим на основе 2 источников. По лекциям:

Классификация Данхема (усовершенствована Эмбри, Клованом, Райтом) построена на различии и разделении ортохем (микрит, шпат – крупнокристаллический кальцит) и аллохем (элементы каркаса, зёрна сложного строения – оолиты, интракласты, пелеты, скелетные остатки). Известняки подразделяются на аллохтонные (которые содержат признаки переотложения материала) и автохтонные (которые показывают структуры роста – участие организмов, другое название “boundstone”).

Аллохтонные (зёрна 0,03-2 мм) делятся по количеству зёрен:

А) 1-10% зерен – известняки с зёрнами, пелитоморфные известняки; mudstone (мадстоун) – иловой камень;

Б) 10-50% зерен, которые свободно плавают в микрите – vakstone (вакстоун);

В) Зёрна образуют каркас: пакстоун – в промежутках ил или матрикс, грейнстоун – если ила уже нет и зерна цементируются шпатом (пример: оолитовые известняки).

Флаустоун – частиц с диаметром более 2 мм больше 10%; рудстоун.

Автохтонные (баундстоун): баффлстоун (bufflstone) – осадок, в котором видны организмы с сетчатой и стеблевидной структурой; фрамстоун (framstone) – каркас сплошной и массивный, а шпат заполняет отдельные поры; биндстоун (bindstone) – корковые известняки (строматолиты).

По книжкам и Интернету:

Классификация карбонатных пород по первично-осадочным структурам Данхема (1962) - наиболее полно отражающая не только литологический тип пород, но и способы их образования. Классификация основана на понятиях скелетной структуры и упаковки и предусматривает соотношение микритового заполнителя и зерен (цельных раковин, скелетов, биодетрита). Наиболее широко используемая и простая классификация Dunham (1962) основывается на строении породы или осадка и на присутствии остатков организмов. Три главных подразделения:

1. известняки с матриксом (мадстоун и вакстоун)

2. известняки с каркасом из зёрен (пакстоун и грейнстоун)

3. известняки с органическими остатками (баундстоун) 

Выделяются несколько генетических типов.

1-й генетический тип:

Склоновые отложения. К этому типу относятся умеренно-глубоководные отложения верхней части континентального склона. Основные литогенетические типы представлены иловыми известняками (mudstone) с неслоистой текстурой и микритовой карбонатной основной массой (>90%). Терригенная примесь алевритовой размерности (1-3%) состоит из хорошо сортированных и окатанных зерен кварца (1-2%), глауконита (~1%), аутигенная примесь отсутствует. Для выделенного генотипа характерно повышенное содержание С_орг. и пиритизация осадков. Основной процесс образования отложений связан с механической аккумуляцией и дифференциацией карбонатного материала, источником которого являются шельфовые осадки.

2-й генетический тип:

К отложениям дистальной части глубокого шельфа относятся литогенетические типы - иловый известняк (mudstone) и зернисто-иловый известняк (mudstone-wackestone), алевритистый известняк (wackestone) с преимущественно мелким детритом. Основным процессом формирования этих отложений является гравитационное осаждение частиц пелитовой и алевритовой размерности в условиях ослабленного действия придонных вод. Имеющий резко подчиненное значение крупный детрит является продуктом биологического и биохимического разрушения бентосных организмов. Основными поставщиками детрита и шлама являются иноцерамы, иглокожие, двустворки, фораминиферы.

3-й генетический тип:

Относится к проксимальной части глубокого шельфа. Преобладающие литогенетические типы отложений - зернисто-иловый известняк (mudstone-wackestone), алевритистый известняк (wackestone), не слоистый с микритовой карбонатной основной массой (до 70%) и цементом заполнения пор. Количество биокластов составляет 15-20%. Терригенная примесь алевритовая и мелкопесчаной размерности. Для этого генитического типа характерной фауной являются как бентосные, так и планктонные комплексы. Главными поставщиками детрита являются двустворки, иглокожие, губки, белемниты, фораминиферы. Ведущим процессом формирования этих отложений является накопление осадков под действием активных придонных вод и периодического влияния штормов.

4-й генетический тип:

Этот генотип относится к мелководно-шельфовых равнинам. Отложения представлены детритовыми известняками. Они характеризуются богатым комплексом бентосных организмов. Преобладающий литогенетический тип - песчанистый известняк (wackestone-packstone) с неслоистой текстурой, с микритовой карбонатной основной массой (50-70%) и цементом заполнения пор. Терригенная примесь представлена преимущественно зернами песчаной размерности. Основным фактором является активная гидродинамика вод в пределах мелководных зон. С одной стороны, перемешивание вод приводит к созданию благоприятных условий для жизнедеятельности бентосных организмов, с другой - сортировке и ориентированности биогенных частиц. Выделенный генетический тип формируется при активном гидродинамическом режиме и значительном привносе терригенного материала.

Далее в описании нет ничего про мадстоун и вакстоун, можно не читать!!!

5-й генетический тип:

Данный генетический тип формируется при остановках-приостановках осадконакопления и активной гидродинамике водной среды. Преобладающие литогенетические типы пород: кварц-глауконитовый песчаник с карбонатным цементом: зерна кварца песчаной размерности, окатанные и полуокатанные, часто с неровной эродированной поверхностью, полевых шпатов мелкопесчаной размерности плохой сохранности, глауконита двух генетических разностей: аутигенный - песчаной размерности и сфероагрегатной формы светло-зеленого цвета, терригенный - мелкопесчаной размерности. Аутигенный глауконит, как правило, инкрустирует поверхность твердого дна, норы илоедов и внутреннюю поверхность фораминифер. Редкие раковины фораминифер плохой сохранности и раковинный детрит (< 5%).

6-й генетический тип:

Этот генотип относится к мелководно-шельфовым равнинам. Отложения представлены известковистыми песчаниками и песчанистыми известняками (packstone) с микритовой карбонатной основной массой (10-30%). Биокласты (20-50%) в основном представлены хламисами, двустворками и белемнитами хорошей и средней сохранности, кроме того, среди них встречаются единичные раковины фораминифер, иглокожих, брахиопод, устриц. Для отложений характерна интенсивная биотурбация, крупные ходы илоедов. Терригенная примесь (30-35%) песчаной размерности состоит хорошо сортированных и окатанных зерен кварца, глауконита и единичных зерен полевых шпатов. Эти отложения формируются при активной гидродинамике в пределах мелководных зон. Характерной особенностью этого генотипа является подавляющее большинство видов фауны одного-двух видов. Эти отложения, как правило, формируются после приостановок в осадконакопления и последующей быстрой трансгрессии, на мелководных участках шельфа.

7-й генетический тип:

Этот генотип характерен для мелководно-шельфовых равнин. Отложения представлены - мшанково-криноидными известняками (packstone) (P1d) с микритовой карбонатной основной массой (до 40%). Количество биокластов достигает 40%. Они состоят из мшанок, криноидей, обломков двустворок и иглокожих, единичных раковин фораминифер. Терригенная примесь (до 20%) тонкопесчаной размерности состоит из зерен кварца, глауконита, мусковита, единичных зерен полевых шпатов. Основным процессом формирования этих отложений является формирование осадков под действие активных придонных вод и незначительном привносе терригенного материала. Для выделенных отложений характерен комплекс фауны обитавший на твердом субстрате - мшанки, криноидеи. В отличие от 5- и 6-го литотипов резко меняется тип и существенно увеличивается содержание биокластов, значительно уменьшается количество терригенной примеси.

63. Место и факторы накопления брекчий, отложений дебрисных потоков и проксимальных турбидитных потоков на карбонатных платформах по схеме Дж. Уилсона.

Турбидиты - отложения мутьевых потоков на дне морей и океанов, представленные кластическими осадками разной размерности и степени окатанности. В нижней части каждого ритма наиболее грубозернистые осадки постепенно переходят кверху в более тонкозернистые, образуя так называемую градационную слоистость. Проксимальный – значит близкий к источнику сноса материала. Дебрисный материал - обломки горных пород при обвале.

Подробно отложения карбонатной платформы рассмотрены в вопросе 27, там же приведён разрез и описание по зонам, здесь – кратко.

Во второй зоне (шельфовая обстановка, ровное дно, глубоководная андотема) – накопление карбонатных турбидитов. В третьей зоне (край шельфа, клинотема – с наклонной поверхностью, накопление осадков связанных с гравитацией, турбидиты и брекчии разных типов) – турбидиты и брекчии карбонатного состава. В четвертой зоне (передовой склон, зона морского колювия) – оползни, глыбы, брекчии, турбидиты (так как склон крутой – до 30⁰ – то обломки, глыбы крупные).

64.Структурные параметры частиц крупно-грубооблмочных отложений (пород) на примере классификацион. Схемы т.Блеера, Дж.Макферсона.

По рос. Класс: крупнооблом. >1 или >2 мм.

Классификация морских отложений по гранулометрическому составу (по Безрукову,Лисицину;1960). Группы осадков Типы осадков Размер преобладающих частиц, мм Грубообломочные Глыбы >1000 (псефиты) Валуны: крупные 1000-500 мелкие 250-100 средние 50-25 Гравий: крупный 10-5 средний 5-2,5 мелкий 2,5-1 Песчаные Пески: крупные 1-0,5 (псаммиты) средние 0,5-0,25 мелкие 0,25-0,1 Алевритовые Алевриты крупные 0,1-0,05 (алевриты) Илы: мелкоалевритовые 0,05-0,01 Глинистые алеврито-пелитовые <0,01 (50-70%) (пелиты) пелитовые <0,01 (>70%)

Гравий и гравелит (рос) 1-10 и очень 2-10 мм. Конгломераты (рос) 10-100 мм.

Амер. Схема (Блеера и Дж. Макферсона) >2 мм

Гравий (амер) 2-4.96 мм Мегагравий 4.96-1075 км.? Конгломерат – сцемент. Гравий; Мегаконгломер. – сцемент. Мегагравий. Псевдогравий и псевдоконг.

ОТЛИЧИЯ ОТ ПЕСЧАНЫХ:

1. обломки пород, а не минер.

2. Окатанность гальки даже на коротком расстоянии

3. Бимодальное распределение классов крупности обломков примерно по 20-28% на каждый пик.

4. Галечник из-за абразии быстро становиться зрелым

5. На оч. Небольшом расстоянии быстро меняется размерность.

Что такое зоны активного и пассивного седиментогенеза?

Седиментация (от латинского sedimentum -оседание) является начальной стадией образования осадочных пород. В прибрежной зоне активного седиментогенеза возможно перемещение отложенного материала волнением и течениями. Здесь происходит сортировка терригенного материала по удельному весу и крупности зерен. В центральной части озера, являющейся зоной пассивного седиментогенеза, выпавший осадок остается на дне и не испытывает переотложения.

Как изменяется гранулометрический состав осадков в зависимости от глубины? Характерна общая для всех естественных водоемов закономерность, основанная на уменьшении диаметра отложений с увеличением глубины и удаленностью от берега. Грубообломочный материал находится в прибрежной зоне озера, а по мере увеличения глубины его крупность уменьшается в районе максимальных глубин до глинистых илов с диаметром частиц менее 0,01 мм . В общей закономерности распределения осадков есть и исключения. Так, глинистые илы встречаются и в прибрежной зоне, где они выстилают дно подводных речных долин. Здесь глинистые илы, включающие многочисленные остатки водорослей, имеют черную окраску и резкий запах сероводорода.

65.Модель эвапоритового бассейна: соляная лагуна с порогом (модель слезинки) – зональность в накоплении галогенных пород.

По мере испарения морской воды в замкнутых бассейнах (отшнурованых лагунах) концентрация солей и прочих компонентов повышается это проводит к образованию рассолов. В результате происходит выпадение солей из рассола.

Первые реагируют на упаривание это карбонаты – образуется кальцит, который реагирует с Mg содержащимся в воде, и будет переходить в доломит (CaMg(CO3)2 - доломитизация). После карбонатов иногда одновременно начинают откладываться сульфаты Ca.

При этом при более низкой t будет откладываться гипс CaSO4*2H2O, а при более высокой безводный ангедрит. Затем к сульфидам Ca присоединяется галит NaCl, далее сильвин KCl после него двойные соли Na, K, Mg, и наконец соли Mg и бораты.

При упаривании вод замкнутых континет. Бас. Возникают более разнообразные мин. Асоц. В зависимости от мин состава пород областей сноса.

РИС.

1. испарение + отложен. Карбонатов

2. осаждение гипса/ангедрита

3. NaCl+KCl+ гипс

4. NaCl+полигалит (мин. K2Ca2Mg[SO4]4)

5. Калийные соли + соли Mg+ бораты

+ рис!!!!!!!!!!!!!!

При упаривании вод замкнутых континентальных бассейнов (озер) возникают минеральные ассоциации в зависимости от пород областей сноса. Обычно гидрохимические хемогенные осадки называют эвапоритами , хотя иногда это название относят лишь к морским образованиям.

Рис. Зональность в накоплении галогенных пород (примечание: Кристаллизация ангидрита, в зависимости от солености растворов, идет при температуре выше 11-36˚С, ниже этой температуры кристаллизуется гипс. Это означает, что из-за колебаний температуры в жаркое время года идет садка ангидрита, в холодное- гипса, в отложения возникают сезонные чередования гипса и ангидрита, а при высоком содержании NaCl – чередование ангидрита и галита или даже ангидрита с солями К и К-Mgсолями)

1. карбонаты (кальцит, доломит)

2. гипс/ангидрит

3. NaCl (галит)

4. Соли K-Mg

5. Бораты

66. Роль организмов в образовании кремневых пород на примере их номенкулатуры.

Кремневые породы образован.: опал, кристаллоболит, тридимит, холцедон, кварц. В этом ряду степень кристалличности возрастает от опала к кварцу.

По классификации Фролова кремнистые породы, 1999, класс кремнистых пород можно разделить на: (таблица Фролова…)

1.Биоморфные – породы котор. Содержат в себе остатки организмов

2.абиоморфные – не значительное содержан. остатков микроорганиз. Или их нет.

В свою очередь, по структуре они деляться:

Биоморф. 1)диатомовые; 2) радиоляриевые

Абиомроф. 1) аморфные в ней выделяют а) сплошная (безструктурная); б) глобулярная; 2) криптокластическая; и 3) кристаллическая.

Если порода состоит из опала и кристаллоболита, то

Биоморфные :1) диатомовые – диатомовые (илы); 2) радиоляриеваые – радиоляриты, спонгониты, спикулиты.

Абиоморфные 1) аморфные – трепелы, опоки (гезы), гезериты, корки; 2) криптокластические – порцелланиты; 3) кристаллические – нет.

Если из холцедона и кварца

Биоморфные :1) диатомовые – нет; 2) радиоляриеваые – кремни, яшмы - биоморфные, радиоляриты, спикулиты, караловые, фораминиферов.

Абиоморфные 1) аморфные –2) криптокластические – кремни, фтониты, яшмы абиоморфные; 3) кристаллические – нет.

Если из кварца то присваевается название кварциты:

Биоморфные :1) диатомовые – нет; 2) радиоляриеваые – радиолярито-кварцевые, спонголито- кварцевые.

Абиоморфные 1) аморфные – нет 2) криптокластические – нет; 3) кристаллические – яшмо-кварциты, фтонито – кварциты, кремне – кварциты.

Анализируя таблицу можно сделать вывод о том что роль организмов не сомненно большая, т.к. образуются целые толщи кремнистых пород образованные из остатков скелетов организмов.

Радиоляриты – состоят из >50% скелета радиоляр. Раковины радиоляр. Сложены кремнеземом, холцедоном, или опалом, кварцем.

Трепелы – слабосцемент. ОП, мало или совсем нет орг. Остатков. Сложена преимущественно мелкими сферическими опаловыми или холцедоновыми тельцами.

Фтонит – тв. плотная чер. кремнистая порода, криптокристаллическая, слоистая. Состоит на 98-95% из кварца или холцедона. Содержит РОВ, формируется на дне моря в виде осадочных образований. Ф. главным образом сложен микрозернистым кварцем.

Спикулиты – элименты мин. Скеьлета в виде игольчит. Известковых или кремневых (опаловых) телец.

Спонголиты – кремн. ОП состоит из >50% из спикул кремневых губок и опалов осн. Массы частично перешедшей в холцедон.

Откуда берется кремнезем?

1.Морская вода содержит 4 мгм/л кремнезема. Организмы способны извлекать этот материал и после смерти образовывать во многих местах скопления (из кремн. состоит скелет). В современных усл. Эти отложения ограниченны участками куда практически не поступает материал с суши, и котор. Имеют слишком большую глубину для отложений известковых осадков, т.е. ниже глубже уровня компенсации CaCO3.

2. После отложения кремнезема, возможно, вода на месте их образования имела такой низкий pH, что происходило растворение карбонатов. Последовательность перекристаллизации: опал ─>халцедон и микрокристаллический кварц. Отложения т.о. могутЪ откладываться в илах, а илы в свою очаредь преобразуются в слоистые породы.

3) Образование кремнезема яв-ся продуктами замещения (окремнение извястников), а другие способы – биохимическое скопление.